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CAPÍTULO

Erosión en Ríos y Corrientes de Agua

INTRODUCCIÓN

Las corrientes de agua poseen un comportamiento complejo y sobretodo dinámico. El río es solamente una parte del sistema. La cuenca, la geología, el clima, la vegetación y otros factores influyen en forma determinante en su comportamiento. El sistema fluvial incluye unas zonas de producción de sedimentos, unas de transporte y finalmente unas de depositación. Si construimos una obra en un río estamos logrando algo “bueno” con un objetivo, pero al mismo tiempo podemos estar generando efectos negativos. Los efectos secundarios de las obras pueden traer resultados catastróficos. Se requiere entonces capacidad para predecir la dinámica del sistema. Para anticipar el conocimiento del comportamiento de la corriente se hace necesario determinar las características morfológicas de la corriente, su geología, sedimentos, hidrología e hidráulica (Tabla 3.1).

Características morfológicas del canal de una corriente

Para el análisis hidrológico de un río o corriente se requiere conocer algunas características morfológicas principales, entre las cuales se pueden enunciar las siguientes:

a. Longitud de canal

Esta distancia se mide a lo largo del canal principal de la corriente desde el punto analizado hasta la divisoria de aguas. En ocasiones se requiere cierto análisis subjetivo para determinar esta longitud, debido a que no siempre es claro cual es el canal principal.

b. Pendiente del canal

Se debe tener en cuenta la pendiente promedio y la variación de pendientes a lo largo del canal.

c. Densidad de drenaje

Es una medida de la cantidad de corrientes dentro de la cuenca.

3

CAPÍTULO 3. EROSIÓN EN RÍOS Y CORRIENTES DE AGUA 86

d. Sección transversal

En esta sección transversal se deben definir una serie de parámetros adicionales tales como ancho, perímetro mojado, pendiente, etc., incluyendo no solamente el canal sino además el plano de inundación y laderas laterales.

e. Forma en planta

La forma de la corriente incluye la sinuosidad y patrones de trenzas y meandros.

Para poder realizar un diseño de las obras de control de erosión en una corriente de agua o río, con criterios de sana ingeniería es necesario conocer a detalle el comportamiento de la corriente; para lo cual se requiere realizar un estudio detallado de la cuenca y de la corriente. Este estudio debe incluir todos los factores que en una u otra forma pueden tener efecto sobre el mecanismo de erosión.

A continuación se presenta una tabla-guía de algunos de los diversos factores y variables a tener en cuenta en el estudio de la dinámica de una corriente.

FACTOR VARIABLE

TIEMPO Historia geológica. Tiempo moderno. Tiempo reciente. Tiempo futuro de análisisGEOLOGIA Litología. Tectónica. Estructura. Geomorfología. Meteorización. Heterogeneidad

geológica.SUELOS Tipo, gradación y peso específico. Distribución de los diferentes tipos de suelo en la

alteración física y química. Grado de densificación. Permeabilidad – infiltración.Erosionabilidad

HIDROLOGIAMagnitud – Intensidad y duración de las lluvias. Caudales. Tipo y forma dehidrograma

COBERTURAVEGETAL

Tipo de vegetación. % de cobertura vegetal y su distribución. Prácticas de cultivos.Modificaciones de la cobertura por acción antrópica.

TOPOGRAFIA Topografía, pendiente, morfología de la cuenca. Perfil longitudinal del ríoMorfología en planta, tipo de río (semirecto, sinuoso, trenzado, meándrico)Sinuosidad, radios de curvatura, ancho de divagación, distancia entre meandrosDistancia entre barras o islas, alineamiento general, sección, forma, ancho,Profundidad, fondo, formas del fondo, forma de dunas o barras, rápidos y fosas

HIDRAULICA Pendiente del flujo. Rugosidad del fondo del cauce. Velocidad. Distribución develocidades. Radio hidráulico. Fuerza tractiva. Resistencia al flujo. Poder de lacorriente

SEDIMENTOS Disponibilidad y localización de sedimentos. Granulometría de la carga de fondo.Granulometría de partículas en suspensión. Velocidad de caída. Mecánica deltransporte

ALTERACIONES DEORIGENANTROPICO

Localización y características de estructuras en el río (puentes, etc.). Estructuras deorilla. Canales de riego. Presas. Localización de asentamientos humanos.Rectificación del cauce

TABLA 3.1 Factores a tener en cuenta en el análisis de un río (Modificado de Winkley, 1982).

3.1 ETAPAS DE LA CORRIENTE DE AGUA

A lo largo de una corriente de agua se presentan etapas fácilmente diferenciables y que se requiere identificar para poder evaluar su comportamiento erosivo.

Adaptando las clasificaciones clásicas de morfología fluvial y para efectos de la interpretación de los fenómenos de erosión, se deben tomar en cuenta las siguientes etapas: Niñez - Juventud - Madurez y vejez.


En la Figura 3.1 se muestran en forma esquemática las diferencias fundamentales de las diferentes edades de las corrientes de agua.

En este esquema se le ha dado importancia a la etapa de formación o niñez, la cual es básica en el estudio del proceso erosivo, en países tropicales de alta montaña. La mayoría de los autores desprecian ésta etapa de las corrientes.

El modelo de los ríos iniciando en su juventud no es aplicable a nuestras corrientes, en las cuales los procesos más graves de erosión ocurren en las cabeceras de las cadenas montañosas, siguiendo esquemas de formación o niñez muy bien caracterizados.

FIGURA 3.1 Representación esquemática de las etapas de un río en áreas de montaña tropical.

Mar

Mar

Vejez

inundación

MadurezJuventud

Mediana montaña concauces encañonados o vallesangostos, profundización defondo e inestabilidad lateral

Divagación del cauce envalles amplios y semiplanos.Cauces meándricos otrenzados

Delta

MeándricoPLANTA Trenzado

del cauce

Div

isor

i a d

e ag

uas

Formación o niñez

Alta montaña con inesta-bilidad general de laderas.Profundización rápida

más del 10%Pendiente de

Pendientes 2% al 1%

PERFILFondo del cauce

Pendientes 2% al 10%

Grandes áreas de sedi-mentación y planicies de

Pendiente 0%

3.1.1 ETAPA DE FORMACIÓN O NIÑEZ

En zonas de alta montaña cada corriente posee una hoya o cuenca de drenaje en forma de embudo con laderas de pendiente muy alta (más del 6%). Esta cuenca en la cual se está formando la corriente principal de agua, está integrada por varias quebradas o pequeñas cuencas de flujo continuo o intermitente. Generalmente las corrientes generadoras de la corriente principal solo se forman durante las lluvias (Figura 3.2 ). En ésta etapa de la corriente se produce procesos de erosión laminar, en surcos y en cárcavas. La mayor cantidad de sedimentos producto de la erosión proviene de ésta área. Las lluvias producen corrientes en los “cauces” y estos se profundizan a ratas importantes. La erosión a su vez produce inestabilidad general en las laderas.


Las talas de bosques y quemas aceleran los procesos de erosión presentándose casos de cárcavas de talud vertical, de acuerdo a los esquemas que se explican en el capítulo 2. Los pequeños cauces son semi-rectos con cambios bruscos de pendiente y dirección, presentándose comúnmente, el caso del cauce en V con taludes laterales muy fuertes.

3.1.2 ETAPA DE JUVENTUD

Una corriente de agua joven tiene como característica pendientes medianas y grandes velocidades del agua. El cauce en razón de la erosión de su fondo tiende a profundizarse en un proceso que se denomina «Corrasión». Si el agua transporta partículas grandes tales como arena, gravas y cantos la abrasión del fondo del cauce es más rápida y se pueden desarrollar cañones o gargantas angostas de taludes semiverticales. En este tramo aparecen valles de gravas, arenas y cantos provenientes de la zona de formación o niñez. Al profundizarse el cauce, se producen deslizamientos y flujos laterales. Es común la presencia de coluviones que al socavarse en su pie se mueven, represando el río y produciendo posteriormente avalancha de lodo y detritos o turbiones a lo largo del cauce.

El cauce se profundiza muy rápidamente por efectos de la erosión regresiva y ocurren fenómenos de inestabilidad lateral de las laderas por reptación, flujo y erosión. En la planta de la corriente se observa un curso en zig zag. Con el paso del tiempo geológico, el valle se va ampliando formándose una V ancha.

3.1.3 ETAPA DE MADUREZ

En corrientes maduras la erosión de fondo del cauce durante una avenida es sólo momentánea pues al disminuir la velocidad del agua, recupera nuevamente los sedimentos, al contrario de las corrientes jóvenes que presentan un proceso acumulativo de erosión. Estos procesos repetitivos de socavación, transporte y resedimentación controlan en buena parte el comportamiento del río.

La corriente trata de ampliar su cauce y la energía la utiliza en procesos de erosión lateral presentado divagación, trenzamientos y desarrollando meandros. El proceso de formación y destrucción de meandros o el trenzamiento es generalmente continuo, dentro de un ancho de divagación del río. Durante las avenidas los canales no son suficientes y el río se

FIGURA 3.2 Formación de la corriente durante una lluvia (etapa de niñez).

4) Después de la lluvia

3) Máxima intensidad

2) Inicio

1) Antes de la lluvia


desborda buscando nuevos cauces o recobrando los antiguos (madres viejas), los cuales se profundizan de abajo hacia arriba.

En ocasiones los desbordes encuentran un suelo con cobertura vegetal capaz de resistir las fuerzas erosivas. De todas formas el proceso erosivo es irregular y de continuidad heterogénea y no se presenta el caso de que se genere un canal permanente.

3.1.4 ETAPA DE VEJEZ

Cuando la corriente de agua va a entregar su caudal al mar, la pendiente del río es prácticamente cero y se forman deltas al dividirse en cauces menores. No hay erosión vertical pero se presenta un movimiento lateral de los cauces debido a los procesos de sedimentación e inundación. La sedimentación es mucho más importante que la erosión.

3.2 HIDRÁULICA DE RIOS

La hidráulica incluye el modelamiento matemático del flujo de agua.

Las ecuaciones básicas utilizadas para simular los procesos fluviales son:

- Ecuación de continuidad de agua

- Ecuación de continuidad de sedimentos

- Ecuación de momentum de flujo

- Ecuación de transporte de sedimentos.

3.2.1 PARÁMETROS FUNDAMENTALES

Para el análisis de la hidráulica fluvial es de gran importancia el entender dos parámetros fundamentales:

Número de Reynolds

μρhRv=Re

Número de Froude

ygvFr =

Donde:

v = Velocidad promedio en m/s

Rh = Radio Hidráulico ( Area de la sección dividida por la distancia a lo largo del perímetro húmedo),

Y = Profundidad del flujo

ρ = Densidad del flujo

μ = Viscosidad cinemática ( » 1.4 x 10-5 m2 / s)

g = Aceleración de la gravedad ( 9.8 m/s2 )

3.2.2 CLASIFICACIÓN DEL FLUJO

De acuerdo a las características de la velocidad y al número de Reynolds y Froude el flujo puede clasificarse de las siguientes formas (Tabla 3.2):

• Uniformidad de la velocidad a lo largo del canal

• Variación de la velocidad con el tiempo

• Turbulencia

• Estado de velocidad

En la mayoría de las corrientes el flujo es variado, irregular y turbulento.

En las corrientes de montaña el flujo generalmente es rápido y en las zonas semiplanas el flujo es comúnmente tranquilo.

Tipo de flujo Criterio para clasificaciónUniforme / variado Velocidad constante a lo largo del canal /velocidad variable a lo largo del

canalConstante (steady) / irregular(unsteady)

Velocidad constante con el tiempo / velocidad variable con el tiempo

Laminar / turbulento Re < 500 / Re > 2500Tranquilo / rápido Fr < 1 / Fr > 1; Fr = 1 (flujo crítico)

TABLA 3.2 Clasificación del flujo en canales


El flujo en los ríos es además, variable en el tiempo y el espacio y es esencialmente tridimensional.

Por razones prácticas los ríos y corrientes naturales se analizan con modelos en dos dimensiones o en una sola dimensión. Debido al poco conocimiento que se tiene sobre la turbulencia, los parámetros empíricos que se utilizan para el análisis deben verificarse para cada situación práctica.

Régimen Crítico y Subcrítico

Si Fr es menor de 1, el régimen es Subcrítico o “tranquilo”; y si Fr es mayor de 1 el régimen es supercrítico o “rápido”.

La literatura universal de la hidráulica generalmente estudia superficies de agua uniformes, así como gradientes de energía y relación de fricción paralela al cauce y el área y altura del tirante de agua permanecen constantes a lo largo de un sector considerado.

Flujo Laminar y Turbulento

El flujo en las corrientes de agua puede dividirse en dos regímenes diferentes, de acuerdo a su velocidad. Si Re es menor de 500 el flujo es laminar, equivalente a que el agua se mueve en láminas paralelas y no es capaz de transportar carga suspendida o producir erosión.

Si Re es mayor de 2500 entonces el flujo es turbulento. En este caso las líneas de flujo de agua incluyen algunos vectores hacia arriba, permitiendo el transporte de carga suspendida, y existe la posibilidad de que se produzca erosión. Prácticamente todos los ríos son de flujo turbulento. Desde el punto de enfoque de la erosión producida por el flujo, la turbulencia juega un papel preponderante. El flujo turbulento es tan complejo e irregular que no existe un modelo físico capaz de representarlo y el análisis es basado principalmente en experimentación.

Las diversas hipótesis que permiten describir el flujo turbulento incluyen funciones y constantes empíricas. Estos modelos no describen los detalles de las fluctuaciones turbulentas sino los efectos y magnitudes promedio.

El flujo en ríos y quebradas es aún más complejo debido a que adicionalmente a la turbulencia hay movimientos del fondo de las orillas y además hay movimientos de sedimentos involucrados con el flujo de agua.

3.2.3 ECUACION FUNDAMENTAL DEL FLUJO

El flujo en canales abiertos puede representarse por intermedio de la ecuación de Chezy o de Manning.

Ecuación de Chezy

La ecuación de Chezy es la forma básica de expresar la relación entre la velocidad de la corriente y las características del cauce.

2/1)( 2/1)( RSCv =

Donde:

v es la velocidad media de la sección

C es el coeficiente de rugosidad de Chezy que varía entre 30 para cauces pequeños y rugosos y 90 en cauces anchos con poca rugosidad.

Manning encontró experimentalmente que el coeficiente C puede ser representado por la expresión:

nRC /49.1 6/1= nRC /49.1 6/1=

Ecuación de Manning

Las ecuaciones de Manning y Limerinos resumen el criterio tradicional de la hidráulica.

nSRAQ

2/13/2.49.1= AQ2/13/2.49.1=

(Ecuación de Manning)

84

6/2

log216.1

0926.0

dR

Rn+

=

84

6/2

log216.1

0926.0

dR

Rn+

=

(Limerinos)

Donde:

A = Area de la sección (m2)

R = Radio hidráulico = Area / perímetro húmedo

S = Pendiente

n = Coeficiente de rugosidad

d84 = Diámetro de las partículas del fondo del cauce


Determinación del coeficiente de rugosidad de Manning

Existe en la literatura una gran cantidad de tablas para determinar el valor del coeficiente de rugosidad de Manning, sin embargo es importante determinar los factores que afectan esta rugosidad, entre los cuales se deben definir los siguientes:

a. Tipo de material en el fondo del cauce

Entre más grandes sean los tamaños de las partículas del fondo del cauce, mayor es la rugosidad.

b. Irregularidad

La irregularidad del fondo del cauce incrementa la turbulencia y la rugosidad.

c. Variación de las secciones transversales

Los cambios en sección transversal del cauce actúan como retardantes del flujo y este factor debe tenerse en cuenta en la determinación de la rugosidad.

d. Obstrucciones

Las obstrucciones tales como depósitos de grandes bloques, troncos de árboles, actúan como elementos muy importantes que retardan sustancialmente el flujo.

e. Vegetación

Manning le da mucha importancia a la vegetación en el cauce como un elemento que produce rugosidad o retarda el flujo.

f. Meandros y trenzas

Entre mayor cantidad de meandros y trenzas existan en el cauce, el retraso en el flujo es mayor. Los canales rectos generan velocidades mucho mayores que los canales meándricos o trenzados.

Para tener en cuenta estos factores se recomienda calcular el coeficiente de Manning como una suma de las rugosidades relacionadas con cada uno de los factores anteriores, como se muestra en la tabla 3.3.

3.2.4 PERFIL DE VELOCIDADES

La velocidad del agua puede medirse utilizando equipos mecánicos (anómetros), traceadores o flotadores, o utilizando canaletas o vertederos. La velocidad medida en la superficie superior de la corriente es mayor que la velocidad promedio en la forma como se indica en la figura 3.3. La velocidad promedio generalmente ocurre a una profundidad igual a 0.6 D.

La velocidad promedio no es un parámetro que permita determinar el efecto sobre la erosión, debido a que las que realmente producen erosión son las velocidades locales junto al fondo o las riberas.

Las siguientes ecuaciones le pueden dar al Ingeniero un medio de relacionar la velocidad promedio con la velocidad real en el fondo de la corriente:

71.)/(log68.0 10 +=

71.)/(log68.0 10 +=

sv ky

VV

Donde:

y = Profundidad del agua

ks = Altura de rugosidades del lecho que puede tomarse igual a D50 del material del lecho.

V = Velocidad promedio de la sección hidráulica

Vv(10%) = 0.74 a 0.90 V

Donde:

Vv(10%) = Velocidad al 10% de la profundidad medida desde el fondo

3.2.5 TIPO DE FLUJO

Se deben diferenciar varios tipos de flujo: Tangencial, curvilíneo, y flujo alrededor de obstáculos dentro del cauce.

1. Flujo tangencial

En el flujo tangencial en un cauce semirecto, ocurre erosión por fricción en todo el perímetro mojado. La rugosidad de la superficie disipa energía, al mismo tiempo que se produce erosión y se disminuye el valor de la velocidad. Es el caso típico de flujo en un canal semirecto.

2. Flujo curvilíneo

En el flujo curvilíneo la velocidad más alta de flujo a diferencia del sector semirecto, no está en el sector central del cauce, sino que se acerca a la ribera exterior, produciéndose una concentración de líneas de alta velocidad que producen erosión lateral.

El borde exterior del cauce toma una forma semivertical y la superficie del agua en la corriente se levanta. El agua tiende a rotar en la sección de una forma espiral (Tipo Tornillo), con una componente hacia abajo y adentro del cauce y otra en la dirección general de la


b) Isolíneas de velocidades

a) Perfil de velocidades

0.2y

y0.8y

0.8

0.20.40.6

1

mediaVelocidad

0.6y

Factor Descripción del factorValor recomendado

de nValor determinado de

nSuelo fino 0.020Roca 0.025Arena o grava fina 0.024

Material del fondo delcauce

Grava gruesa 0.028

n1 =

No hay irregularidades 0.000Irregularidades menores 0.005Irregularidadesmoderadas

0.010

Irregularidad del fondodel cauce

Irregularidades severas 0.020

n2 =

Gradual 0.000Ocasional 0.005

Cambio de seccionestransversales

Muchos cambios 0.010 a 0.015

n3 =

Ninguno 0.000Menores 0.010 a 0.015Apreciables 0.020 a 0.030

Obstrucciones o grandesbloques en el cauce

severos 0.040 a 0.060

n4 =

Baja 0.005 a 0.010Media 0.010 a 0.020Alta 0.025 a 0.050

Vegetación en el cauce

Muy alta 0.050 a 0.100

n5 =

n cauce recto = n1 + n 2 + n 3 + n 4 + n 5

Menores (sinuosidad1.0 a 1.2)

0.000

Apreciables (sinuosidad1.2 a 1.5)

0.15 x n cauce recto

Meandros y trenzas

Severas (sinuosidadmayor de 1.5)

0.30 x n cauce recto

n6 =

n total del cauce = n1 + n2 + n3 + n4 + n5 + n6

TABLA 3.3 Metodología para calcular el coeficiente de rugosidad de Manning.

FIGURA 3.3 Distribución de velocidades en la sección del cauce de un río.

corriente. La velocidad en sentido lateral es de aproximadamente diez a veinte por ciento de la velocidad en la dirección de la corriente en meandros de ríos maduros y de treinta a cincuenta por ciento en curvas de ríos de montaña (Thorne 1989). Este movimiento arrastra el suelo erosionado, el cual se deposita más adelante en las riberas interiores del cauce. En éste proceso se produce un avance del río lateralmente y hacia adelante de la curva.

Corrientes secundarias

Los fluidos desarrollan corrientes secundarias, las cuales ocurren en el plano normal al eje del flujo principal. Estas corrientes aparecen tanto en las rectas como en las curvas, pero son mucho mayores en las curvas. Su desarrollo en las corrientes rectas se atribuye a la turbulencia anisotrópica y a la distribución


Fuerza de tracciònsobre la orilla sobre el fondo

Fuerza de tracciòn

secundariasCorrientes

Isovelas

Velocidad alta

Velocidad baja

FIGURA 3.4 Velocidades, corrientes secundarias y fuerzas de tracción sobre el cauce.

0.50.40.30.35

0.5 0.4 0.35 0.3 0.10.2

Extremo del MeandroA

Isovelas Primarias

Velocidades Secundarias

Velocidades Secundarias

0.50.450.450.450.1 0.2 0.3 0.40.35

0.5 0.3 0.10.4 0.2

Centro del MeandroB

PrimariasIsovelas

FIGURA 3.5 Corrientes secundarias en la curva de un meandro (Thorne y Rais, 1983).


x

R

T

Y

X

Ø

y

T=Gsen

N=Gcos

G

α

α

ατ

τ

no uniforme del esfuerzo de cortante en la superficie del cauce. En los meandros estas corrientes son debidas principalmente a la espiralización del flujo.

Las corrientes secundarias distorsionan la distribución de las isovelas y los esfuerzos de cortante en la superficie del cauce (Thorne y Rais, 1983) (Figura 3.5).

Flujo alrededor de obstáculos

El estribo o pila de un puente, un canto de roca, un espigón, un árbol caído o un afloramiento de

materiales resistentes a la erosión, actúan como obstáculos a la corriente del río.

El flujo al acercarse a la restricción es deflectado dirigiéndolo hacia la ribera, formándose un vórtice o remolino de mayor tamaño. Estas corrientes circulares pueden atacar la ribera produciendo erosión. Las salientes rocosas en el fondo del cauce causan efectos similares. La erosión de la ribera es causada generalmente por los vórtices y adicionalmente se produce una profundización del cauce alrededor de los obstáculos por el aumento de la velocidad de la corriente.

3.3 LA EROSIÓN HIDRÁULICA

El movimiento del agua que circula por el cauce de una corriente de agua produce el desprendimiento y transporte de los materiales que conforman su perímetro mojado. En una cañada o río pueden ocurrir dos tipos de erosión general que afectan el cauce:

a. Erosión lateral que amplía su ancho, aumentando la altura de los taludes.

b. Profundización del cauce.

La erosión en ambos casos depende de las características geotécnicas de materiales del fondo y los taludes, su geometría, pendiente y características del flujo de agua. La estabilidad del talud en sí depende de los parámetros de resistencia (c’. φ’), el peso unitario, la altura, pendiente y la presencia y características de discontinuidades geológicas.

Para cada tipo de suelo hay una velocidad a la cual se produce arrastre. En un ensayo sencillo de laboratorio en el cual se simula un canal revestido de suelo, se encuentra la velocidad a la cual se produce el arrastre de las partículas, como se indicó en el capítulo 1.

La erosión se inicia con el desprendimiento de la partículas en el perímetro del cauce por acción de la fuerza tractiva (Figura 3.6).

El proceso de erosión es complejo y se pueden desarrollar modelos que permiten predecir las cantidades de erosión, incorporando factores geotécnicos e hidráulicos. Estos modelos son generalmente válidos para ríos de pendientes bajas, pero no son aplicables a los torrentes y ríos en áreas montañosas. Existen, sin embargo, algunos criterios de orden general que pueden emplearse para poder predecir los fenómenos en forma cualitativa,.

FIGURA 3.6 Diagrama de las fuerzas que actúan sobre una partícula en la orilla de un cauce.


El modelo de degradación de un canal desarrollado por Thorne muestra cómo al colocar una limitante lateral (muro de ribera), se produce un aumento en la profundización del cauce, igual situación ocurre si se controla el fondo del cauce, lo cual trae como consecuencia el intento del río a ampliarse lateralmente.

3.3.1 PROPIEDADES DE LOS SEDIMENTOS

Todas las áreas de la cuenca y las orillas y fondo del cauce producen continuamente sedimentos que la corriente transporta y luego deposita.

La variabilidad espacial de los sedimentos es un resultado de la influencia del clima, vegetación, relieve, geología y los procesos antrópicos de erosión.

La mayoría de las fórmulas utilizadas para el cálculo del transporte de fondo de sedimentos son empíricas, basadas principalmente en modelos de laboratorio; debido a que la medición de transporte de fondo en ríos reales es poco confiable. Sin embargo, la medición de la carga suspendida es fácil y confiable. Los análisis deben realizarse combinando las mediciones de campo con fórmulas empíricas.

La forma irregular de la mayoría de las corrientes y la no uniformidad de los sedimentos dificulta los cálculos. El margen de error en los cálculos de sedimentos transportados es excesivamente alto (Przedwojski y otros, 1995).

Clasificación de los sedimentos

Los sedimentos pueden clasificarse en dos grandes categorías, sedimentos cohesivos y sedimentos no cohesivos.

Los sedimentos no cohesivos comprenden los cantos y bloques, gravas y arenas y los cohesivos son esencialmente mezclas de limos y arcillas. Existen diferencias substanciales entre los dos grupos de sedimentos y su interacción con el flujo.

En los sedimentos no cohesivos la principal fuerza de resistencia a la erosión es el peso sumergido de los sedimentos, mientras en los sedimentos cohesivos las fuerzas netas de atracción entre partículas y las fuerzas electroquímicas controlan la resistencia a la erosión. Estas mismas fuerzas controlan el comportamiento hidrodinámico de las suspensiones de sedimentos finos.

La erosión y transporte de los sedimentos no cohesivos es más sencilla y confiable de analizar, que la de los sedimentos cohesivos, debido a que los sedimentos cohesivos se comportan de una forma más complicada de analizar.

El movimiento de las partículas depende de sus características físicas tales como tamaño, forma y densidad.

Tamaño de los sedimentos

El tamaño de las partículas y la distribución de tamaños o granulometría tienen gran influencia en su movilidad.

De acuerdo a su tamaño las partículas se pueden clasificar como arcillas, limos, arenas, gravas, guijarros y cantos (Figura 3.4). La mayoría de las partículas de arena y grava están compuestas por el mineral Cuarzo, cuyo peso específico es de aproximadamente 2.65 Kg/m3 y para la mayoría de los casos prácticos se utiliza este valor.

PartículaRango de tamaño en

mmCantos Más de 256Guijarros 64 a 256Grava 2 a 64Arena 0.064 a 2Limos 0.004 a 0.064Arcillas Menos de 0.004

TABLA 3.4 Clasificación de tamaños de partículas.

Forma de los sedimentos

La forma de los sedimentos se caracteriza con el factor de forma.

Factor de forma = ( ) 2/1/ abc ( ) 2/1/ abc

Donde:

a = Dimensión máxima b = Dimensión intermedia c = Dimensión mínima.

Medidos en tres ejes de la partícula mutuamente perpendiculares entre sí.

La mayoría de las partículas de arena poseen un factor de forma de aproximadamente 0.7.


F

a) Diagrama de cuerpo libre

b) Fuerza de levantamiento y rotación

y

F

v

d

gF

MF

v

m

l

Velocidad de caída

La velocidad de caída de las partículas en aguas quietas es un parámetro importante para analizar procesos de sedimentación y suspensión. La magnitud de la velocidad de caída refleja el balance entre la fuerza hacia abajo, debida al peso sumergido y las fuerzas que se oponen a la caída, debidas a la resistencia viscosa del fluido y las fuerzas de inercia o tracción de la corriente.

Cuando el Numero de Reynolds es menor de 0.1, para partículas de limo o arcilla, las fuerzas de inercia son despreciables y la resistencia viscosa controla el flujo. Para partículas de más de 2 mm la resistencia más importante es debida a la inercia y la viscosidad es despreciable. Para partículas de arena o grava las velocidades de caída dependen principalmente del diámetro de la partícula (Gruat y otros, 1970).

3.3.2 TRANSPORTE DE SEDIMENTOS

La carga transportada por ríos naturales puede dividirse en tres componentes:

1. Carga de fondo

La carga de fondo es el material demasiado grueso para ser soportado dentro del flujo de agua por un periodo apreciable de tiempo. El transporte de fondo, incluye todos los tamaños de sedimentos mayores de 0.064 mm transportados por el agua.

La carga de fondo puede moverse rodando, deslizándose o a saltos a velocidades menores que aquellas del flujo alrededor. La carga de fondo es muy importante debido a que es esta la que mayor influencia tiene en los cambios del fondo de los ríos. La rata de transporte de carga de fondo es una función de la capacidad de transporte del flujo.

Generalmente la proporción de carga de fondo es menor del 25% de la carga total transportada (McCuen, 1989).

2. Carga en suspensión

Las partículas suspendidas son transportadas y mantenidas dentro del flujo por un proceso de mezcla turbulenta.

La carga en suspensión consiste en partículas de diámetro menor a 0.064 mm., las cuales se transportan suspendidas dentro del flujo.

Una regla general para determinar el tipo de transporte se muestra en la tabla 3.5.

Velocidad de caída/velocidad del flujo

Tipo de transporte

0 a 0.7 Suspensión0.7 a 2 Saltación2 a 6 Carga de fondo

TABLA 3.5 Tipo de transporte de sedimentos (Breusers y Raudkivi, 1991).

El flujo de agua ejerce una serie de fuerzas sobre las partículas dentro del flujo que incluyen una fuerza de tracción en la dirección del flujo, una fuerza de rozamiento que se opone al movimiento y las fuerzas de gravedad y flotación (Figura 3.7).

Fm = Momentum del agua que mueve la partícula en la dirección del flujo.

Fd = Fuerza total de tracción

2

2VAC2

2VACF cdd ρ=

Donde:

Cd = Coeficiente de tracción Ac = Area de la sección proyectada V = Velocidad del flujo ρ = Densidad

FIGURA 3.7 Diagrama de las fuerzas que actúan sobre una partícula dentro del flujo.


Propiedades del flujo Propiedades del fluidoPropiedades de los

sedimentosOtras propiedades

Caudal QVelocidad (U)Profundidad de flujo (y)Ancho (W)Pendiente (S)Resistencia (f)

Viscosidad cinemática ( ν )Densidad (ρ)Temperatura (T)Concentración de carga ensuspensión (C)

Densidad (ρs)Tamaño (D)Distribución ( σ )Velocidad de caída (ω)

Gravedad (g)Geometría en plantaForma de la seccióntransversal

TABLA 3.6 Variables que influyen en el transporte de carga de fondo (Knigton, 1984).

Adicionalmente la partícula suspendida esta sujeta a la fuerza de gravedad Fg y la fuerza de sumergencia Fi. A su vez el perfil de velocidades genera un movimiento de rotación.

3. Carga disuelta

La carga disuelta consiste en materiales transportados en solución. Generalmente, se trata de partículas de arcillas o limos muy finos.

La carga total de sedimentos es la suma de las tres cargas anteriores.

Al iniciarse la erosión el movimiento de granos en el fondo es intermitente especialmente, en ríos con sedimentos gravosos. En corrientes con fondo de arena los granos tienden a moverse en grupos, generándose una migración de la forma del fondo. El desarrollo de estas formas es el resultado del transporte de sedimentos de las propiedades del material de fondo y de la resistencia y condiciones del flujo en la superficie del fondo. Cada partícula camina distancias cortas y luego temporalmente se detiene.

Existe una gran cantidad de fórmulas para calcular la carga de sedimentos, las cuales dan resultados muy diferentes de unas a otras. Debido a que no existen métodos confiables de medición directa de descarga, no existen criterios para comprobar la confiabilidad de estas fórmulas.

La rata de transporte de sedimentos puede variar en forma considerable entre secciones transversales o con el tiempo. Las ratas de transporte pueden variar de minuto a minuto durante una avenida o variar en días o meses. Este proceso conduce a cambios en corto tiempo de los niveles de fondo de las corrientes como resultado de la socavación y la sedimentación.

3.3.3 ORIGEN DE LOS SEDIMENTOS

Los sedimentos pueden tener su origen en varias fuentes (Tabla 3.7)

Erosión de suelos in situ en diversas áreas de la cuenca

La erosión laminar, en surcos, cárcavas, erosión en masa, etc.; en el área de la cuenca representan una fuente importante de sedimentos que son transportados por la escorrentía, las corrientes concentradas, las cañadas y los torrentes, hacia el cauce de agua. Estos materiales representan la fuente primaria de sedimentos.

Depósitos de sedimentos en el valle o el cauce

El sistema de erosión y transporte produce la depositación de sedimentos en diversos sitios de la corriente. Estos depósitos afectan directamente la dinámica de los procesos de erosión. Diferentes formas de erosión pueden ocurrir dependiendo de la forma como los sedimentos se encuentran depositados.

3.3.4 FORMA Y RUGOSIDAD DE LA SUPERFICIE DE FONDO

La forma y rugosidad de la superficie de fondo influye en el comportamiento del flujo, especialmente porque ésta define la fricción entre la superficie y el flujo.

Los rizos, dunas y antidunas son formas repetitivas que conforman la rugosidad de fondo (Figura 3.8) (Tabla 3.8). Los rizos se forman a esfuerzos de cortante bajos y generalmente ocurren en sedimentos de tamaño menor a un milímetro. Las dunas y rizos se mueven corriente abajo, mientras las antidunas se


movimiento hacia aguas arribaRotura incipiente de la onda y

Movimiento aparente en la duna

rh) Antidunas, F >1rd) Dunas, F <1

rg) Ondas estacionarias, F >1mrF <<1 y d <0.5mm

c) Dunas con pliegues superpuestos

rf) Fondo plano F <1mrizos F <<1 y d <0.5mmr

re) Transición, se borran las dunas F <1ra) Fondo plano, no hay arrastre, F <<1

b) Configuración típica con pliegues o

Lugar dedepositación

Nombre de losdepósitos

Características

Depósitos transitorios Depósitos temporales, quietos en el centro del canal. Al aumentar elcaudal tratan de moverse en la dirección del canal.

Depósitos retrasados Partículas de gran tamaño más persistentes que los depósitostransitorios. Se requieren grandes velocidades para su transporte.

Centro delcanal

Rellenos de canal Acumulaciones en canales o segmentos de canal abandonados.Margen decanal

Depósitos laterales deacreción

Barras de punto o depósitos de márgenes, los cuales pueden en unmomento dado ser transportados lateralmente por las inundaciones.

Depósitos verticales deacreción

Depósitos generalmente finos de carga suspendida sobre los planosde inundación.

Planos deinundación

Depósitos sesgados Acumulaciones locales de materiales en forma entre cruzada sobrelos planos de inundación.

Coluviones Debidos al lavado y erosión en los valles laterales.Márgenes delvalle Depósitos de flujos y

avalanchasDepósitos en abanico de flujos hiperconcentrados y avalanchas enlos cauces laterales.

Terrazas Terrazas altas Antiguos planos de inundación, los cuales fueron abandonados alprofundizarse el valle.

TABLA 3.7 Clasificación de los depósitos de sedimentos (Adaptado de Veri-tech, 1998).

FIGURA 3.8 Formas del fondo del cauce.


PerfilSuperficie del agua

Planta

Caudales altos

Caudales intermediosCaudales bajos

Pozo

Pozo

Pozo

Pozo

Pozo

Pozo

Rápido

Rápido

Rápido

Rápido

mueven corriente arriba. La geometría de las formas individuales cambia continuamente en el tiempo y el espacio.

Rápidos y remansos

La formación de rápidos y remansos es una constante en los ríos con carga importante de fondo. Los remansos son pozos (“pools”) donde el río es más profundo y estrecho y los rápidos son sectores donde el río es menos profundo y más ancho.

Una de las características más importantes de los rápidos y remansos es su espaciamiento regular a distancias que varían entre 5 y 7 veces el ancho del cauce (González y García, 1995). En los rápidos los sedimentos son de mayor tamaño que en los remansos.

En los tramos curvos de los ríos los pozos de los remansos se localizan en la parte externa de la curva y los rápidos aparecen en los tramos rectos. La sinuosidad o divagación del Thalweg permite la formación de pozos a lado y lado del cauce (Figura 3.9). Estos pozos están localizados en los extremos de las curvas del Thalweg. Los pozos o remansos son en la práctica sitios donde la ocurrencia de corrientes secundarias facilitan la erosión lateral del cauce.

Fricción del fondo

La fricción del fondo tiene dos componentes: Una debida al tamaño y forma de las partículas y otra debida a la forma del fondo y deben tenerse en cuenta además los efectos y las irregularidades del canal.

Clasificación Dimensiones Forma CaracterísticasRizos Longitud de onda menos de

0,6 m.; altura menos de 0.04m.

Talud suavemente triangularhacia aguas arriba; crestapuntiaguda y fuertependiente hacia aguas abajo

Generalmente ocurre ensedimentos de menos de unmilímetro; se mueven a velocidadesmucho menores que las del flujo

Dunas Longitud de onda de 4 a 8veces la profundidad de flujoy alturas de hasta 1/3 laprofundidad de flujo.

Similar a los rizos pero demayor tamaño.

El talud aguas arriba puedepresentar rizos; movimientodescontinuo.

Antidunas Altura relativamente bajadependiendo de laprofundidad de flujo y lavelocidad.

Perfil sinusoidal, mássimétrico que las dunas.

Ocurren en flujos de alta pendienteen fase con las ondas superficialesdel agua; pueden moverse haciaaguas arriba, hacia aguas abajo opueden permanecer estacionarias.

Superficieplana

Superficie sin formas

TABLA 3.8 Clasificación de formas del fondo (Knighton, 1984).

FIGURA 3.9 Perfil longitudinal y en planta de un cauce, mostrando la secuencia de rápidos remansos (Dunne y Leopold, 1978).


Al analizar canales con formas movibles en el fondo, el análisis es más complicado, debido a que las pérdidas por fricción dependen de la forma del fondo pero esta es influenciada por el transporte de sedimentos.

La resistencia al flujo puede ser calculada por diferentes métodos, de los cuales el más conocido es el del número de Manning.

3.4 MORFOLOGÍA FLUVIAL

La morfología fluvial es el estudio científico de la forma y estructura de la geografía física de los ríos.

La morfología de los ríos es un resultado de la erosión, transporte y sedimentación de partículas de suelo de la cuenca y los valles que transita. La forma de los canales depende de las características hidrológicas y geológicas de la cuenca y de las propiedades de los sedimentos.

Existen tres formas fundamentales de un canal o cauce (Figura 3.10), las cuales pueden explicarse como un equilibrio instantáneo entre las fuerzas que producen erosión y las que la resisten.

3.4.1 PERFIL LONGITUDINAL DEL RÍO

El perfil longitudinal de un río muestra como este pierde cota a lo largo de su recorrido. Generalmente, la pendiente es muy alta en su nacimiento y va disminuyendo río abajo (Figura 3.11). El cambio en la pendiente del río equivale a una modificación en los procesos de erosión y sedimentación. Generalmente, los perfiles longitudinales de los ríos presentan una forma cóncava, disminuyendo desde las zonas de máxima erosión en la parte alta del río a las de depositación en la parte baja (González y García, 1995).

El perfil longitudinal de un río puede expresarse por la ecuación:

xox eSS a-= xox eSS a-=

Donde Sx es la pendiente en la abscisa x, aguas abajo de la sección de referencia y a es el coeficiente de disminución de la pendiente (Chang, 1988).

A medida que se avanza aguas abajo y la pendiente de la corriente cambia, el tamaño de los sedimentos se va clasificando a partículas de menor tamaño, debido a que la velocidad y capacidad de arrastre de la corriente van disminuyendo.

Las características geológicas del subestrato del río tienen gran influencia, tanto en el perfil longitudinal como en la morfología en planta del río. En términos generales la pendiente de los ríos tiende a ser mayor en tramos de rocas duras (González y García, 1995) y es más suave en tramos de suelos más erosionables.

El tamaño de los sedimentos también tiene gran influencia en la pendiente del cauce. Al disminuir el tamaño de los sedimentos la pendiente también trata de disminuir.

Los cambios bruscos de pendiente pueden obedecer a varios factores:

a. Cambios geológicos

Cuando el río pasa de un tipo de roca a otra, o atraviesa fallas geológicas.

b. Confluencia de ríos

Los caudales cambian bruscamente y también la mezcla de sedimentos.

c. Erosión o sedimentación remontante por efecto de la intervención antrópica del cauce

Explotación de materiales, puentes, represas, modificación del alineamiento del cauce, canalización, etc.

3.4.2 SECCIÓN TRANSVERSAL DEL RÍO

La forma de la sección transversal de una corriente depende del sitio del canal, de su geometría en planta, del tipo del canal y de las características de los sedimentos. La sección transversal en una curva es más profunda en el lado exterior o cóncavo del canal con un talud lateral prácticamente vertical y es poco profundo en la barra de punto que se forma en el lado convexo o interior de la curva. En los sectores rectos el canal tiende a ser un poco más trapezoidal o rectangular aunque generalmente siempre existe un sitio de mayor profundidad correspondiente a la localización del thalweg.


E'E

Tipos de Cauce

F'F

C'

D'

C

A'A

D

B'B

a) Semirecto b) Meándrico

A - A'

Formas del Cauce

C - C'

B - B'a) Semirecto

D - D'

c) Trenzado

E - E'

F - F'c) Trenzadob) Meándrico

FIGURA 3.10 Tipos principales de cauce.


Thalweg

Barra

Rápido

Pozo

Thalweg

Barra

Rápido

Pozo

a) Semirecta b) Meándrica

90

1.800

1.700

807060403020 50

1.500

1.300

1.400

1.200

1.000

1.100ALT I

TUD

(mt)

100

900

800

-10

1.600

LONGITUD DEL RÍO (KM)

La forma de la sección transversal puede describirsecon los valores del ancho, área de la sección y máximaprofundidad. Sin embargo, es importante conocer losparámetros siguientes:

• Area (A)

• Ancho (w)

• Relación ancho – profundidad (w/d)

• Profundidad promedio (d)

• Perímetro mojado (longitud total del perímetro pordebajo del nivel de agua)

• Radio hidráulico (R). (área/perímetro mojado)

• Capacidad del canal (AR2/3)

FIGURA 3.11 Perfil longitudinal de un río.

3.4.3 PROPIEDADESMORFOLÓGICAS DE LOSRÍOS

Los cauces pueden clasificarse como de formasemirecta, trenzada o meándrica. Una misma corrientepresenta cambios de patrón a lo largo de su longitudy de acuerdo al caudal de la corriente en cada épocadel año. Adicionalmente, los cauces se clasificancomo de lecho simple o múltiple y de acuerdo almaterial del fondo del cauce, rocoso o aluvial; cohesivoo granular; homogéneo o heterogéneo.

FIGURA 3.12 Posición del thalweg, barras, rápidos y pozos.


FOTOGRAFÍA 3.2 Cauce Meándrico (Río Carare).

FOTOGRAFÍA 3.1 Río trenzado en el Piedemonte Llanero Colombiano.


Generalmente AnaramificadoNo Anaramificado Localmente Anaramificado

Angosto Espiralizado

No Trenzado

Ninguna

Localmente Trenzado

Anaramificacion

Ancho Espiralizado

Trenzado

Sinuosidad 1.06 - 1.25No Sinuoso

Sinuosidad

Barras de Punta

1.26 - 2.00

GeneralmenteTrenzado

Irregular Trenzado

>2

Thalweg

El thalweg es la línea central de la corriente en la cualel cauce es más profundo y el flujo posee una mayorvelocidad. Todas las corrientes naturales poseen unthalweg. El thalweg generalmente tiene una tendenciaa divagar de un lado al otro del cauce y trata de tomarla línea exterior del cauce en las curvas (Figura 3.12).

Sinuosidad

La sinuosidad es la relación entre la longitud total delthalweg en el tramo de corriente y la longitud en línearecta. Un cauce se considera semirrecto cuando lasinuosidad es menor de 1.1 y se considera meándricocuando la sinuosidad es mayor de 1.5. Cuando lasinuosidad se encuentra entre 1.1 y 1.5 se dice que elrío es sinuoso, aunque algunos autores (Brice, 1983)consideran que un río es meándrico cuando lasinuosidad es mayor de 1.25 (Figura 3.13).

Barras

Las barras son depósitos de sedimentos junto a laorilla o dentro del cauce del río. El ancho de la barratiende a aumentar a medida que aumenta la rata deerosión en la orilla opuesta, tratando de formarse unacurva, la cual al aumentar de tamaño puede convertirseen un meandro.

Se pueden definir varios tipos de barras así (Figura3.14):

a. Barras laterales

En cauces semirectos o sinuosos se forman barrasjunto a la orilla, estas barras pueden moverse a lo largodel cauce y migrar. Las barras laterales alternadas enlos cauces semirectos pueden ser precursoras deprocesos de meanderización.

FIGURA 3.13 Propiedades principales de la forma de los ríos.


7. En forma de dunas

6. Diagonales

5. De diamante

4. De mitad de canal

3. En uniones

1. Laterales 2. De punta

FIGURA 3.14 Clasificación de las barras de arena.


b. Barras de punto

Estas barras se forman en la parte interna de las curvasbien desarrolladas. Generalmente, aumentan detamaño a medida que la curva se hace más fuerte.

c. Barras en las uniones de corrientes

Cuando un tributario se une a un río de menor tamañose forman barras tanto aguas abajo como aguas arribade la unión.

d. Barras de mitad de canal

Estas barras se forman en cauces relativamenteanchos y pueden permanecer en su sitio durantemuchos años, convirtiéndose en islas.

e. Barras en forma de diamante

Son barras de mitad de canal de gran tamaño quegeneran una anaramificación del cauce.

f. Barras diagonales

Son barras que se localizan diagonalmente debido ala presencia de una corriente diagonal en el cauce.Estas barras generalmente ocurren en canales confondo de grava.

g. Barras en forma de olas

Estas barras tienen un perfil como de una duna y tratande ser alargadas en la dirección transversal del canal.

3.4.4 CLASIFICACIÓN DE LOSCANALES

Se han desarrollado diversos sistemas de clasificaciónde los canales. En la tabla 3.9 se presenta laclasificación general de los canales.

Clasificación de Rosgen

Rosgen (1994) desarrolló una clasificación de loscanales de las corrientes teniendo en cuenta lapendiente, sinuosidad, relación de estrechamiento,ancho de la zona de divagación y material dominanteen los sedimentos (Tabla 3.10). Debe tenerse muchocuidado al utilizar esta tabla porque fue desarrolladade acuerdo a los tipos de corriente en los EstadosUnidos y su aplicación al medio tropical no esnecesariamente representativa.

La clasificación general universal de forma del caucese muestra en la figura 3.15.

3.4.5 CANALES SEMIRECTOS

Los cauces completamente rectos son raros en lanaturaleza. Aun cuando las orillas son paralelas launa a la otra, el thalweg oscila de uno a otro lado delcanal. Un cauce semirecto presenta movimientoslaterales por acreción. El fondo es sinuoso con unossectores de pozos o depresiones y otros rápidos concambios relativamente bruscos de pendiente. En loscauces semirrectos existe una tendencia a laprofundización del cauce. La corriente en la realidadtrata de divagar pero las pendientes altas y loscontroles topográficos y geológicos obligan amantener un cauce relativamente recto con algunascurvas, producto muchas veces de accidentes de latopografía más que por efectos hidráulicos de lacorriente.

El cauce principal puede ser definido o indefinido. Alado y lado del río se produce sedimentación en playonesy barras. En aguas mínimas se presentan fenómenosde trenzamiento y seudo meandros dentro del cauceprincipal ocasionando, focos de erosión lateral.

Propiedad Clasificación CaracterísticasAluvial Cambia de tamaño y forma de acuerdo al caudal y a los sedimentosLibertad para moverseNo aluvial Fondo en roca. No puede moversePerenne Flujo permanente todo el tiempoIntermitente En temporadas secas el flujo desaparece

Continuidad del flujo en eltiempo

Efímero Sólo tiene flujo en el momento de las lluviasEn degradación El cauce se está profundizando por erosiónRelación entre erosión y

sedimentación En agradación El cauce se está levantando por sedimentaciónSemirecto Sinuosidad menor a 1.1Sinuoso Sinuosidad de 1.1 a 1.5Trenzado Se forman trenzas e islas de depósitos dentro del cauceAnaramificado Se forman varios canales independientesTorrente Ríos de alta montañaDelta Se forman canales dentro de los depósitos en la desembocadura

Forma del cauce

Meándrico La sinuosidad es mayor de 1.5

TABLA 3.9 Clasificación general de las corrientes de agua (Adaptado de Veri-tech, 1998).


Tipo decorriente

Relación deestrechamiento

Relación w/d Sinuosidad PendienteW Zona

meándrica/Wdel canal

Materialdominante en

lossedimentos*

Aa+ <1.4 <12 1.0 – 1.1 >0.10 1.0 – 3.0 1,2,3,4,5,6A <1.4 <12 1.0 – 1.2 0.04 – 0.10 1.0 – 3.0 1,2,3,4,5,6B 1.4 – 2.2 >12 >12 0.02 – 0.039 2.0 – 8.0 1,2,3,4,5,6C >2.2 >12 >1.4 <0.02 4.0 – 20 1,2,3,4,5,6D -- >40 -- <0.04 1.0 – 2.0 3,4,5,6

DA >40 <40 Variable <0.005 -- 4,5,6E >2.2 <12 >1.5 <0.02 20 – 40 3,4,5,6F <1.4 >12 >1.4 <0.02 2.0 – 10 1,2,3,4,5,6G <1.4 <12 >1.4 0.02 – 0.039 2.0 – 8.0 1,2,3,4,5,6

* Materiales dominantes: 1- Roca, 2- Bloques, 3- Cantos, 4- Grava, 5- Arena, 6- Limos/arcillas

TABLA 3.10 Criterios para la clasificación de corrientes ( Adaptado de Rosgen, 1994).

3.4.6 CANALES SINUOSOS

Los ríos sinuosos se pueden clasificar en trescategorías principales:

1. Ríos sinuosos en forma de canal

Estos ríos tienden a ser angostos y con espesorimportante de corriente. Su sinuosidad es alta y lasratas de erosión lateral son bajas. Generalmente estosríos son controlados en su totalidad por afloramientosde materiales muy resistentes a la erosión y no poseenvalles de divagación. En los ríos sinuosos aparecenbarras laterales pero estas son alargadas y de anchomás o menos uniforme.

2. Ríos sinuosos con barras laterales

El ancho de las barras aumenta con el aumento deerosión en la orilla opuesta y tienen salientesprominentes que son visibles en caudales normales.Las barras son generalmente espirales, aunque laprominencia de estas espirales varía mucho de un ríoa otro. Comúnmente en los ríos sinuosos con barraslaterales, la resistencia a la erosión de la orilla es menorque en los ríos sinuosos en forma de canal. El materialde sedimentos en estos ríos es comúnmente arena ograva siendo más irregulares al aumentar laproporción de grava, especialmente en los ríospequeños. Al disminuir la resistencia a la erosión dela orilla o al aumentar la carga de sedimentos el río seconvierte a sinuoso trenzado.

3. Ríos sinuosos trenzados

El aumento de la erosión lateral con exceso desedimentación genera fenómenos de trenzado oformación de islas en el río sinuoso. En estos ríospermanecen las barras laterales, pero al mismo tiempose forman depósitos dentro del cauce. A medida que

aumenta la cantidad de carga de sedimentos el río sehace cada vez menos sinuoso y más trenzado,desapareciendo las barras laterales en las orillas.

3.4.7 CANALES TRENZADOS

Un cauce trenzado consiste en una serie de canalesmúltiples interconectados. El trenzado se forma porla sedimentación de una gran cantidad de carga quela corriente no es capaz de transportar. Esa porciónde la carga que excede la capacidad de transportedel río se deposita en el canal, aumentándose por lotanto la pendiente hacia aguas abajo. El incrementode velocidad permite el desarrollo de canales múltiples,cuando el agua trata de abrirse paso por las barrasde sedimentos. Esto a su vez hace que el río se amplíelateralmente, generando erosión.

En zonas de cambio de pendiente de fuerte amoderada con grandes caudales, en lechos de suelosgranulares gruesos (arenas y gravas) se puedenformar trenzas, debidas a la sedimentación demateriales gruesos por disminución de la velocidadde la corriente después de las avenidas o por el mismocambio de la pendiente.

Para que se genere un cauce trenzado se requiereuna gran carga sólida, caudal alto, una pendienteimportante, y una orilla general erosionable ysemiplana.

Los sectores trenzados de un río generalmente poseenuna pendiente, caudal y carga sólida superior a lostramos meándricos. El río trata de ampliarse por lasedimentación de la carga sólida y se forma un cauceancho y relativamente poco profundo. Así mismo, elcaudal considerable trata de abrirse paso por entre


Semirecto sin barras

Sinuoso regular

Semirecto con barras

Con un solo cauce

Sinuoso con barras

Sinuoso irregular

Trenzado

de punta

Meándricoirregular

regular

tortuoso

Anaramificados

Meándrico

Meándrico

Sinuoso trenzado

FIGURA 3.15 Formas típicas de ríos.


Dic.1993

CO

TA (m

.s.n

.m.)

10061.50

0.0 50 150 200 250

Ene.1997

Mayo 1997

64.00

66.50

72.80

Dic.1994

Sep.1993

69.00

71.50

Ene.1991

Orilla derecha74.00

LONGITUD (mt)350300 400 500450 550

Mar.1994

Jun.1993

Dic.1994

750600 650 700

Dic.1991

Sep.1993

Nov..1993

Mayo 1997

Agt. 1971

May

o 19

97

Ene.1997 Dic

.199

4

Orilla izquierda

los materiales sedimentados. Los materiales sesedimentan en barras o puntas formándose varioscauces o brazos con islas intermedias, algunas vecescon el tiempo estas islas pueden formar vegetación.Los lechos generales tienen una tendencia a moverse,generando gran inestabilidad lateral. El Thalweg semueve permanentemente de acuerdo al trenzado. Enla Figura 3.16 se muestra un caso histórico enColombia donde el thalweg cambia de localización yprofundidad con el tiempo.

Al producirse una avenida el río inunda las islas,produciendo amplitud de los canales y la formaciónde nuevos. Las islas grandes avanzan río abajo porerosión, aguas arriba y sedimentación en su puntoinferior. Los detalles del trenzado cambianpermanentemente pero se mantiene el esquemageneral de las trenzas (rango de anchos, longitudesy curvatura).

Muchos autores han formulado relaciones paradeterminan en qué condiciones un río se tornatrenzado o meándrico, relacionando especialmente lapendiente y el caudal; sin embargo su utilización estálimitada a las condiciones geológicas, hidrológicas yambientales de la región en la cual se desarrollaronlas expresiones.

Las corrientes trenzadas representan un problemagrave para el cruce de carreteras, líneas eléctricas,ductos, etc., debido a la inestabilidad natural de todoel cauce, con cambios rápidos de alineamiento,ampliaciones y profundizaciones del flujo, degradacióny agradación en grandes cantidades. Se deben evitarlos cruces de puentes o la construcción de estructurasjunto al cauce o en las barras de un cauce trenzado(AASHTO, 1999).

Se deben diferenciar dos tipos de trenzado así:

• Trenzado local: 5 al 35% de su longitud estrenzada.

• Trenzado general: Más de 35% de su longitud estrenzada.

Canales trenzados con thalweg meándrico

En este tipo de río aparece una serie de islas, perodentro del sistema hay un cauce principal con unthalweg profundo, el cual divaga de lado a lado delcauce, formando un sistema seudomeandrico dentrodel sistema de trenzas. La erosión en la orilla seconcentra en los puntos en los cuales el thalwegprincipal se acerca a la orilla del cauce. A su vez elthalweg se va moviendo generalmente hacia aguasabajo, en forma similar a la divagación de un meandro.

FIGURA 3.16 Movimiento del thalweg con el tiempo en el río Magdalena frente a Barrancabermeja (Colombia).


Cauce trenzado

Área de montaña

Cauce encañonado o sinuoso

Zona de ampliación

Pie

dem

onte

Área Semiplana

W h

istó

rico

W a

ctu a

l

α

Los meandros tratan de moverse modificando elsistema de trenzas. Estos cambios son afectados porlos cambios en los volúmenes de sedimentos.

Ríos de Piedemonte

Cuando un río viene por un cauce encañonado deforma semirrecta, sinuosa o ligeramente trenzada yentra a una zona sin limitaciones laterales con unapendiente lateral suave, como ocurre en el Piedemontede las cadenas montañosas; el río trata de ampliarse,su velocidad disminuye y la carga sólida tiende asedimentarse. Aguas abajo de la garganta sobre lazona de menor pendiente se forma un cauce trenzado(Figura 3.17). Los sitios de Piedemonte sonextraordinariamente inestables por la gran capacidadde sedimentación debida al cambio brusco demorfología.

3.4.8 CANALES ANARAMIFICADOS

En un cauce anaramificado o anastomosado se formanvarios cauces principales dentro del cauce principal.La anaramificación se puede tomar como una variacióndel trenzado donde se forman varios caucesprácticamente independientes.

El cauce anaramificado se diferencia del trenzadoporque el flujo está divido por islas relativamentegrandes y algunas veces por barras que son largascon relación al ancho del cauce. Cada canal es distintoy algo permanente con sus riberas independientes;en cambio en los cauces trenzados, las trenzas semueven y las riberas son los bordes del cauce ancho.

La anaramificación puede deberse a la consolidaciónde las islas de cauces trenzados. Al aumentar el caudalcon islas consolidadas, se aumenta la profundidad delos canales principales para acomodar el aumento deflujo.

3.4.9 CORRIENTES DE ALTAMONTAÑA (TORRENTES)

En las zonas montañosas de los ambientes tropicaleslas quebradas o corrientes de agua poseen caucesde muy alta pendiente, alta rugosidad del fondo y grancapacidad de transporte de sedimentos. Losmateriales del fondo son generalmente partículasgruesas, grandes bloques o cantos de roca, gravas yarenas. Los caudales de estos torrentes songeneralmente muy variables, con un caudal mínimomuy pequeño o inexistente, pero con avenidasocasionales de caudal muy alto y tiempo de duraciónrelativamente corto. En el momento de las grandesavenidas desarrollan grandes velocidades yturbulencia de fondo con capacidad para transportarmateriales de gran diámetro. Los cauces en forma deV, comúnmente están en proceso de profundizaciónpermanente.

Los cauces de alta montaña presentan entre otros lossiguientes elementos que dificultan el análisis:

• El flujo en canales demasiado rugosos no incluyeefectos de viscosidad por lo tanto el número deReynolds no es aplicable.

FIGURA 3.17 Representación esquemática de la formación de trenzado en sitios de Piedemonte.


0.1

0.01

0.001

0.0001

1E-05

1 100 10000 1000000

B

A

Trenzado

Meándrico

S = 0.006*Q*0.44

DESCARGA DEL CANAL LLENO (Pies /seg)

PEN

DIE

NTE

DE

L C

AN

AL

S

FIGURA 3.18 Formación de canales trenzados o meándricos de acuerdo a la pendiente y el caudal máximo de la corriente.(Veri-tech 1998).

• Las rugosidades de estos cauces son muysuperiores a las máximas analizadas con loscriterios de la hidráulica tradicional.

• Los bordes de los canales son difíciles de definirya que ellos incluyen una gran cantidad de caídasy curvas que impiden que pueda considerarse flujouniforme sobre una cierta longitud.

• La pendiente del fondo es difícil de definir, debidoa que aparecen elementos de gran escala queforma protuberancias hacia adentro del flujo.

El flujo uniforme en un canal de alta montaña solo seobtiene en un sentido promedio y por lo tanto no escomparable al fenómeno que ocurre en canales o ríos.

La regulación de ríos de montaña es bastante difícil.En épocas secas los caudales son extremadamentepequeños pero presentan en temporadas lluviosasgrandes caudales repentinos con gran poder detransporte y destrucción. Más que erosión estos ríosproducen denudación total de las orillas, en elmomento de las grandes avenidas; por esta razón esmuy difícil diseñar obras estables para la protecciónde las riberas, aún las estructuras sólidas y biencimentadas presentan dificultades para resistir laacción destructora del agua.

La casi totalidad de las investigaciones hidráulicasrealizadas por investigadores en todo el mundocorresponde a corrientes de agua con pendientesinferiores al 0.2%, y sin obstrucciones naturalesimportantes dentro del cauce. La solución de Manningno tiene en cuenta grandes pendientes ni grandes

obstrucciones; Sin embargo, en los procesos deerosión en el cauce de un río en zonas de alta montañacomo es el caso de los Andes, las pendientes sonaltas y ocurre turbulencia por obstrucciones, flujoespumoso, irregularidades, material suspendido,pérdida de energía y retardo de flujo así como alturadel tirante de agua variable erráticamente.

Para tener en cuenta las mayores pendientes y conbase al estudio estadístico de setenta y cinco sitiosen áreas de montaña, Jarrett desarrolló una versiónmodificada de la ecuación de Manning:

Q = 3.81 A R0.83 S0.12 (Jarret – 1984)

n = 0.39 S0.38 R-0.16

Aún así, estas fórmulas aunque se ha encontradorepresentan una solución más real que la original deManning, no existe actualmente verificación parapendientes superiores al 4%.

Abanicos aluviales

Al disminuir bruscamente la pendiente en una corrientede montaña, se produce una depositación aceleradade sedimentos formándose un cono o abanico dematerial depositado. En los abanicos los caucestienden a ser trenzados o a formar caucessemiparalelos similares a los de los deltas.

Los abanicos aluviales se forman en las bocas de loscañones, cuando hay un cambio repentino de unapendiente fuerte a una pendiente menor. El materialse reparte formando un abanico con una gran cantidad


de canales temporales múltiples y nunca se conocecual canal va a utilizar el flujo, cuando ocurra unaavenida. En estos casos el cruce de estructuraslineales debe hacerse en el ápice del abanico, evitandolos canales múltiples.

3.4.10 DELTAS

Los deltas son formados por depósito de materialaluvial en la entrega de un río al mar o a otro río. Enlos deltas se forman varios canales en forma similar aun cauce trenzado. Los deltas se forman porque lavelocidad y la turbulencia disminuyen, obligando a lacarga a sedimentarse. A medida que el material sedeposita se va formando un delta desde el canal de lacorriente hasta el nuevo cuerpo de agua. La longituddel canal se aumenta, y se reduce la pendiente y lavelocidad.

Cuando en una corriente en su desembocadura sobreun lago, mar o sobre un río caudaloso la carga desedimentos transportada se sumerge y sedimentaformándose un cono de depositación (Montero, 1998).Sobre ese cono conocido como delta la corriente formacauces semiparalelos, los cuales poseen una granmovilidad lateral. Los deltas internamente son muyinestables.

3.4.11 CANALES MEÁNDRICOS

Los cauces meándricos se forman en tramos dependiente suave, con carga principal de sedimentosfinos, donde existe un equilibrio entre la erosión y lacapacidad de transporte. La formación del caucemeándrico depende principalmente de los valores delcaudal la pendiente y la disponibilidad de sedimentos(Figura 3.18). El fenómeno de meandros es unadivagación en curvas repetidas de dirección contrariadentro de un ancho general o área de divagación.Ocurre un flujo curvilíneo helicoidal con áreas deerosión y depositación. Existen ciertas relacionesfundamentales entre el ancho del cauce, la longituddel meandro y el radio de curvatura.

Los cauces meándricos pueden ser de varias clasesasí:

a. Regulares

Se repite el patrón de meandro en forma homogénea.El ángulo entre el canal y el eje del valle es de menosde 90 grados.

b. Irregulares

No se presenta repetición del patrón de meandro ylos diversos meandros son irregulares. FIGURA 3.19 Parámetros geométricos de un meandro.

longitudinal

Eje

Limite de divagación

Limite de divagación

Anch

o to

tal

MW

Longitud de onda

R

Ancho

Eje de curva

Eje

R

Longitud dela curva

Barra de punta

R Ancho

Punto deinflección


Extrados

C

Barra depunta

Fosa

B

C

Intrados

B

Punto de inflección

A

A

puntaBarra de

Extrados Intrados

Fosa

Sección C-CSección A-A Sección B-B

c. Tortuosos

Se repite aproximadamente un patrón de meandro conángulos de más de 90 grados entre el eje del canal yla tendencia del valle. Este sistema es tal vez el máscomún en los ríos tropicales.

Se presentan dos direcciones fundamentales delmovimiento, una hacia afuera de la curva y otro delmeandro, en la dirección general del río. La erosiónes comúnmente máxima en la salida de la parte curvadel meandro y el movimiento es mayor en la direccióngeneral de la corriente. Dentro de éste proceso sepuede producir la estrangulación o abandono de unmeandro cuando los tramos semi-rectos se unen o lacorriente corta a través de la separación entre lascurvas. Después de una estrangulación se produceun fenómeno rápido de erosión hasta que el procesoalcanza nuevamente su equilibrio dinámico. Sepresenta en ocasiones el riesgo de «avulsión» cuandola corriente toma un cauce nuevo, abandonando unsector largo del cauce.

Geometría de los meandros

Existen varios parámetros geométricos para describirlos canales de meandros regulares y entre ellos seincluyen los siguientes (Hey, 1983) (Figura 3.19):

a. Longitud de onda (λ). Longitud repetida del patróndel meandro a lo largo de la línea central del valleo eje de los meandros.

b. Amplitud (A). Ancho de la cadena del meandromedida perpendicularmente al eje.

FIGURA 3.20 Esquema de formación de fosas en las curvas de un río.

c. Radio de curvatura (R). El radio de un círculo quedefine la curvatura de una curva individual medidaentre dos puntos de inflexión.

d. Ángulo del arco (q). El ángulo barrido por el radiode curvatura entre dos puntos de inflexiónadyacentes.

e. Longitud del meandro (L). La distancia del arcobarrido por el radio de curvatura entre dos puntosde inflexión.

f. Sinuosidad (P). Relación entre la longitud total a lolargo del thalweg y la distancia en línea recta.

g. Ancho del canal (B). Ancho medido en el punto deinflexión.

h. Azimuth o rumbo. Dirección de una onda completasinusoidal.

i. Espectro del meandro. Este mide la importanciarelativa de las diferentes longitudes de onda, a lolargo de un tramo de río y puede utilizarse paraidentificar la longitud de onda dominante.

Se han obtenido diferentes relaciones entre laspropiedades del meandro, las cuales se cumplen enla mayoría de las situaciones para meandros regularesdonde no existen controles geológicos. Estasrelaciones simplificadas son las siguientes (Leopold yWolman, 1960, Leopold, Wolman y Miller, 1964,Breusers y Raudkivi, 1991):

L ≅ 11 WA ≅ 3 WL ≅ 4.7 R


Erosión

A

A

Sedimentación Erosión

Erosión

e

Sedimentación

2

1

eHWM

h

Actual

Sedimentación

Longitud de onda

Y

Y

Anterior

B2

B1

C

C2

1

FIGURA 3.22 Migración de un meandro.

R ≅ 2.4WW ≅ 4.8 Q

MW ≅ 18 a 30 W

L = 54 Q máximo ( L en mts, Q en m3/seg)

La similitud en estas relaciones de un río a otro,independientemente de su tamaño demuestra que laforma de los meandros es independiente de la escala.Sin embargo, al aumentar el caudal, aumenta el anchodel canal y en esa misma forma aumentan las demásdimensiones de los meandros, aunque el patróngeneral permanece.

La hidráulica en los meandros guarda relación con elflujo en curvas de tuberías, donde se ha demostradoque cuando existe una relación radio de curvatura /ancho de aproximadamente 2.0 ocurre una resistenciamínima, debido a la curvatura (Bagnold-1960). Deigual forma en los meandros existe una tendencia amantener un equilibrio cuando esta relación alcanzaun valor de aproximadamente 4.6. Cuando se alcanzaesta relación el desarrollo lateral del meandro semantiene en un mínimo, aunque continua la migracióndel meandro hacia aguas abajo (Phelps, 1983).

Se ha demostrado que la rata de erosión máximalateral en la curva de un meandro ocurre cuando larelación entre el radio de curvatura R y el ancho delcanal W está entre 2 y 4. Para valores de menos de 2la rata de erosión disminuye fuertemente, debido a laperdida de energía en la curva. En estos casos la ratade migración lateral se reduce significativamente ypuede ocurrir un corte del meandro.

Si se analiza el patrón general de forma de losmeandros en una longitud representativa del río, sepuede inferir la estabilidad de la corriente. Por ejemplo,un canal meándrico totalmente errático con depósitosde barras de arena, con ancho irregular tiende a serun río muy inestable y por el contrario aquellos ríoscon el canal de igual ancho y que tienen muy pocas oninguna barra de arena, son los más estables (Lagassey otros, 1999).

Desarrollo y migración de losmeandros

El desarrollo de meandros puede explicarse comoinestabilidad dinámica. En los ríos se conoce dos tiposde inestabilidad que pueden conducir a la formaciónde meandros:

• Inestabilidad por barras alternadas

• Inestabilidad por sinuosidad del canal.

d) Corte de cuello

a) Extensión

b) Traslación

c) Formación de

e) Formación denuevo canal

curva compuesta

FIGURA 3.21 Modos de erosión en meandros.


A'A

B'B

A'A

B'B

B B'

A'A

4) Etapa Terrestre3 Etapa Lacustre

2) Corte de Cuello1) Meandro Activo

B B'

A'A

A'

B'

A

B

A'

B'

A

B

A'

B'

A

B

B'

A'A

B

Barra de arena

Tapón de arcilla

FIGURA 3.23 Etapas en el corte del cuello de un meandro (Gagliano y Howard – 1983).

La inestabilidad del fondo puede causar la formaciónde barras alternadas y estas barras al crecer forzan elflujo a la formación de meandros; igual situación ocurrecuando se tiene un canal aluvial sinuoso con riberaserosionables.

La sinuosidad genera una inestabilidad lateral y laformación de fosas en el extradós de las curvas (Figura3.20).

La concentración de flujo contra la orilla opuesta acada barra o en el extradós de la sinuosidad induceerosión lateral, la cual conduce a meanderización. Lalongitud de onda de los meandros está relacionadacon la de las barras o sinuosidades.

La línea meándrica es de naturaleza estocástica y lospatrones de los meandros pueden variar rápidamente

en la dirección aguas abajo o puede variarcompletamente con la entrada de una corrientetributaria.

Cuando existen estructuras de cruce en ríosmeándricos, necesariamente se van a afectar. Por estarazón es importante analizar el movimiento de losmeandros hacia el futuro para diseñar el cruce deacuerdo a esta migración.

El movimiento de un meandro incluye varios procesosasí (Figura 3.21):

a. Extensión del meandro

La velocidad mayor en el extradós de la curva facilitala erosión en la zona de mayor curvatura, generándoseun movimiento lateral del meandro.


1945

1957

1975

1970

40

10

0

5

EL (m)

5

10

0

10EL (m)

0

5

Tierralta

N

Pasacaballos

El Toro

Guasimal

Volador

Callejas

20100

Tierralta

Escala Meandros30

0

El Toro

Volador

Tierralta

20Escala Secciones

Urra I EL (m)Secciones 1975

Símbolos

b. Traslación

El direccionamiento de la corriente en dirección de lapendiente hacia aguas abajo, ayuda a la concentraciónde velocidades cerca de la orilla después del puntode mayor curvatura, generándose erosión localizadajunto a la orilla, la cual equivale a un movimientogeneral del meandro en la dirección principal de lacorriente (Figura 3.22).

c. Conversión a curva compuesta

Cuando el meandro se alarga por encima de laslongitudes típicas y se forman nuevos remansos ysalientes a lo largo de la curva se puede iniciar unproceso de formación de dos curvas diferentes que

puede terminar en la formación de dos meandros,remplazando al meandro existente.

d. Corte del cuello del meandro

El cuello del meandro puede hacerse muy angostohasta el punto de que produzca erosión en el cuello,generándose flujo a través de este y dejandoabandonado el meandro original. El corte del cuellose inicia por flujo de agua a través de la zona del cuello.Durante esta etapa se forman barras de arena en losdiversos labios del meandro, restringiendo el paso deagua por el meandro antiguo. Eventualmente amedida que avanza el proceso estas barras emergena superficie y el cuello ya se encuentra totalmentecortado (Gagliano y Howard, 1983) (Figura 3.23).

FIGURA 3.24 Evolución de los meandros del río Sinu, en Colombia 1945-1975 (Monsalve y Silva, 1983).


e. Formación de un nuevo canal

A medida que la posibilidad de anaramificaciónaumenta se puede producir cortes de canales, biensea abandonando el meandro o formándose doscanales independientes.

Dinámica de los meandros

La erosión local en un meandro sumada a laserosiones locales en cada uno de los meandrosconforma un patrón general de erosión que le da unadinámica al río meándrico. La erosión y la dinámicageneral puede fluctuar sustancialmente con el tiempo;

Probablecorte de cuello

Lago

1982 ACTUAL

0 1000 2000 ft

al programa de software

2000 ft10000

1982197419541938

Muro

N

N

A. Evolución histórica

B. Predicción futura de acuerdo

PREDICCIÓN FUTURA

FIGURA 3.25 Evolución de un sistema de meandros y la predicción de su comportamiento futuro (Beck y otros, 1983).

sin embargo, el conocimiento de la dinámica en elpasado puede servir de guía para diagnosticar ladinámica futura.

La modificación antrópica de un meandro bien seapor la construcción de obras de protección lateral orectificación, genera inmediatamente una modificaciónen la dinámica general del río en la zona intervenida.

Existe una relación directa entre el avance de la erosiónen los meandros y la raíz cuadrada del área de drenaje.A mayor área de drenaje y mayor caudal, el avancede los meandros es mayor (Hooke, 1980); sin embargola pendiente del cauce es un factor determinante sobre


FOTOGRAFÍA 3.4 Deslizamiento ocasionado por erosión lateral en un río.

FOTOGRAFÍA 3.3 Profundización del cauce por deforestación de la cuenca.


la estabilidad de los meandros. Por ejemplo, Monsalvey Silva (1983) reportan en el río Sinu, en Colombiauna mayor estabilidad en los meandros a medida queel río avanza hacia el mar Caribe y la corriente entra azonas de menor pendiente, a pesar de que loscaudales son mayores. La inestabilidad de losmeandros es mayor en la zona de cambio dependiente (Figura 3.24).

Se han desarrollado diversas teorías con expresionesmatemáticas para predecir la migración de losmeandros (Crosato, 1990); Igualmente existenprogramas de computador para predecir elcomportamiento futuro de un sistema de meandros,con base en la información histórica de los mismos(Beck y otros, 1983) (Figura 3.25).

3.5 EFECTOS DE LA GEOLOGÍASOBRE LA MORFOLOGÍA FLUVIAL

Uno de los factores que más afecta la morfología fluviales la geología y en especial la litología, la estructura yla tectónica.

La litología controla en muchos casos los anchos yprofundidades de los canales y la tectónica afecta enforma determinante el alineamiento del río.

Afloramientos de roca

En las zonas de alta montaña, los cauces semirrectoso sinuosos son generalmente controlados en sutotalidad por los afloramientos de roca, los cualesactúan como barreras que impiden la divagación yprofundización del cauce. En las áreas dondeaparecen afloramientos de roca y al mismo tiempovalles de depósitos aluviales, cuando el río se acercaa un afloramiento rocoso se genera un punto de controlque actúa como direccionador de la corriente,generándose una modificación en el alineamiento delrío.

De esta manera la forma del cauce sufremodificaciones bruscas de su forma en planta cadavez que este es controlado por un afloramiento deroca. La presencia de roca en el fondo del cauceimpide la profundización y en el momento de lasgrandes crecientes al no poder socavar, el río trata deerosionar las orillas, produciéndose ampliación lateraldel cauce.

Tectónica

La tectónica actúa como un elemento que genera unagran discontinuidad dentro del patrón litológico. Losríos tratan de alinearse a lo largo de las fallasgeológicas principales que actúan como grandeslíneas de debilidad.

De igual forma la neotectónica por sus movimientosrecientes puede controlar el comportamiento del río(Watson y otros, 1983), lo cual puede ocurrir en caucesaluviales donde movimientos Neo-tectónicos puedenmodificar el alineamiento de un río. Los cambiosbruscos de alineamiento de las corrientescomúnmente están relacionados con fallas o fracturasgeológicas o cambios de litología.

Producción de sedimentos

La cantidad y características de los sedimentosdependen principalmente de la geología;especialmente de la litología, estructura ymeteorización. Algunos materiales como las rocasmetamórficas meteorizadas son especialmenteproductoras de sedimentos, mientras otras como lasareniscas sanas producen muy pocos sedimentos.Las rocas fracturadas poco meteorizadas permiten laformación de cauces con bloques de gran tamaño.Las arcillolitas y calizas facilitan la producción dearcillas y limos.

Erodabilidad de los materiales

Los ríos sobre materiales erosionables tienden a sermás sensitivos que los que se encuentran sobremateriales muy resistentes a la erosión. Generalmente,los materiales depositados recientemente presentanmayor erosionabilidad que los materiales antiguos.Cada formación geológica o manto de roca o suelopresenta condiciones diferentes de erosionabilidad,lo cual equivale a una dinámica diferente de los ríos ocorrientes al pasar por materiales diferentes.


3.6 DINÁMICA FLUVIAL

Aunque las corrientes de agua obedecen a leyes físicaso mecánicas relativamente bien conocidas, no ha sidoposible plantear ecuaciones matemáticas quepermitan predecir con cierto grado de confiabilidad lamorfología del cauce ante determinadas situacioneshidrológicas o antrópicas. Como se trata de unmovimiento simultáneo de agua y sedimentos sobreun cauce deformable, existen demasiadas variablespara permitir un modelamiento preciso. Esto obliga aconsiderar en la mayoría de los proyectos de ingenieríade hidráulica fluvial, un cierto grado de incertidumbresobre la respuesta del río a lo proyectado y serecomienda diseñar proyectos que permitan al caucecierto grado de libertad para su propio reajuste oequilibrio interno.

Extrapolación de un sitio a otro

Los ríos son elementos dinámicos muy complejos ysu comportamiento puede ser muy diferente ensituaciones aparentemente similares, por lo tanto laextrapolación de un sitio a otro no es recomendable.Ligeras variaciones en las características del cauce,régimen de caudales, sedimentos o morfologíapueden inducir comportamientos muy diferentes.Schumm (1983) explica la dificultad para extrapolarcon base en los siguientes problemas:

a. Escala. De acuerdo a la escala o tamaño delespacio o del tiempo que se considere, losresultados de un análisis son diferentes. Porejemplo, si tomamos un tiempo de 100 años elcomportamiento del río es completamentediferente, a sí analizamos solamente 10 años.Generalmente, no se tiene información suficientepara poder predecir comportamientos a largoplazo. Adicionalmente, si se analiza un tramo muycorto de longitud de río se obtienen resultados muydiferentes a los que se obtienen analizando tramoslargos.

b. Medio circundante. Aún los más pequeños detallespueden ocasionar modificaciones importantes enel comportamiento del río.

c. Convergencia de los procesos. Procesos muydiferentes pueden causar efectos similares. Estodificulta encontrar la causa de un problema.

d. Divergencia de los procesos. Procesos similarespueden producir efectos diferentes, lo cual generaincertidumbre sobre los resultados de un proceso.

e. Singularidad de cada corriente. No existen doscorrientes iguales. Es muy difícil extrapolar de unacorriente a otra.

f. Sensitividad. Cada río responde diferentemente aun cambio en sus condiciones. Hay ríos muysensitivos a los cambios e intervenciones.

g. Complejidad. Las variables que interactúan sonmuchas y muy difíciles de evaluar. El modelamientoes muy complejo.

Variación del flujo

En un río varían permanentemente la seccióntransversal, el talud, el fondo y la rugosidad, lo cualgenera cambios en las condiciones del flujo. Lageometría del río no es fija sino variable. Además, losríos aluviales muestran un cambio significativo demovilidad del fondo y las orillas especialmente durantey después de las avenidas. Los aumentos de caudalproducen cambios momentáneos de la sección. Estoproduce un cambio en las condiciones del flujo.

Cambio de morfología pormodificación de la carga desedimentos

Cuando el río sufre una modificación en la carga desedimentos se puede producir un cambio en lamorfología. Un aumento brusco de la carga desedimentos, debido a la ocurrencia de deslizamientosde tierra o devastaciones de gran magnitud por acciónde eventos sísmicos o volcánicos puede generar queun cauce meándrico se convierta en trenzado,aumentándose su inestabilidad. De igual forma, laextracción de materiales en un cauce trenzado puedecausar meandrificación de la corriente. Laconstrucción de una represa es quizás el caso máscomún de modificación sustancial del régimen desedimentos y consiguiente alteración de la morfologíadel río. Las represas impiden el paso de sedimentosy generan procesos acelerados de erosión.

3.6.1 EFECTOS DE LAINTERVENCIÓN ANTROPICA

Las modificaciones en los caudales y carga de lossedimentos por la deforestación y las prácticas decultivos representan alteraciones importantes en elrégimen del río, ocasionando modificaciones en lamorfología de la corriente. Por ejemplo, es común aldeforestar que se disminuya la sinuosidad del río yocurra profundización acelerada, dependiendo de lasensitividad de la corriente. La deforestación además,aumenta la carga de sedimentos.


x x

xxx x x

xxxx

xx x

x x

x

Corriente

x

x

x

x x xxxx x

x xx

xxxx

x

x x xxx

xxx x Sitios donde se

x

xx

x xproduce erosión

La construcción de obras laterales de protección produce direccionamiento de la corriente hacia aguas abajo, la construcción de puentes produce represamiento del río hacia aguas arriba y direccionamiento hacia aguas abajo.

Los cambios climáticos relacionados con alteraciones ambientales globales están alterando en forma importante la hidrología de los ríos y por ende su morfología. La mayoría de los problemas de las corrientes de agua son causados directa e indirectamente por el hombre.

Construcción de puentes

Uno de los elementos antrópicos que más efectos tiene sobre la erosión y la dinámica fluvial es la construcción de puentes contrayendo la sección de la corriente de agua. El puente genera represamiento del flujo y redireccionamiento de la corriente generando erosión tanto aguas arriba como aguas abajo (Figura 3.26).

La construcción de un puente genera un direccionamiento del flujo hacia aguas abajo, modificando la hidráulica local sustancialmente. Grissinger y Murphey (1983) reportan un caso en el cual la construcción de un puente modificó la sinuosidad del canal hacia aguas abajo desde 1.22 en el año 1944, a 1.38 en el año 1977 (Figura 3.27). El efecto del puente tuvo repercusiones hasta el siguiente control geológico, aproximadamente un kilómetro aguas abajo.

Los cruces de vías u obras lineales superficiales sobre las corrientes o ríos necesariamente equivalen a un cambio en las condiciones de la corriente y en algunos casos se produce modificaciones que conducen a

FIGURA 3.26 Sitios en los cuales se produce erosión lateral por la construcción de puentes.

problemas de erosión. El hombre puede forzar un río hacia una condición no natural pero el río intentará nuevamente volver a su condición natural. Entre más fuerte es la modificación, mayor es la reacción del río. El trabajo de controlar un río es más fácil si no se trata de forzarlo (Przedwojski, 1995).

Los cruces de puentes deben proyectarse en tramos semi-rectos evitando los meandros y cauces trenzados. Los cruces deben hacerse en alineamiento a 90º con la dirección del flujo en el momento de una avenida; y la luz del puente debe ser tal, que afecte los menos posible la sección del cauce.

Debe evitarse los terraplenes altos junto al puente que pueden actuar como represas, si ocurre inundación y producir catástrofes por la limitación de la sección disponible para el paso de la corriente. Los puentes junto a asentamientos humanos son trampas mortales sino se es generoso en la luz y sección del cauce en el puente.

Las secciones deben diseñarse teniendo en cuenta que los sedimentos son un porcentaje importante del caudal y que la concentración de sedimentos aumenta considerablemente la rugosidad del canal (ver flujos hiperconcentrados capítulo 5). Es una práctica peligrosa de ingeniería diseñar los puentes para que pase solamente el “agua pura”.

Efectos de la reconstrucción de una corriente

Al rectificar una corriente se induce una pendiente mayor del cauce, aumentando la velocidad y la erosión. El cauce se profundiza en forma acumulativa de abajo hacia arriba, se inestabiliza los taludes, el río tiende a trenzarse, ampliando su cauce y produce


1944 1953

1957 1963

1968 1975

1977

Puente

Playas

Playas

0 100 300200Metros

socavación en los estribos y pilas de los puentes. Además, se aumenta la rata de transporte de sedimentos creando problemas de sedimentación y de meanderización aguas abajo de la rectificación.

Efectos de la construcción de una represa

Al construirse una represa se disminuye el aporte de sedimentos degradándose el río aguas abajo, el cual cambia de forma, se produce socavación por erosión no recuperable y puede generarse inestabilidad lateral de las laderas. El canal se profundiza en forma similar a como ocurre en una rectificación; en forma progresiva hacia arriba, llegando incluso a poner en peligro la estabilidad de la represa (Figura 3.28).

Equilibrio y desequilibrio

En un río hay un intercambio continuo de partículas de sedimentos entre el fondo del canal y el flujo. Si la cantidad de sedimentos extraída del fondo del canal es igual a la cantidad depositada en un determinado sitio del río, se dice que el río está en equilibrio. En el caso de que la sedimentación no sea igual al volumen de sedimentos arrastrados se dice que existe un desequilibrio.

Si se produce un cambio en el canal la corriente se desequilibra e inicia un proceso buscando un nuevo equilibrio.

FIGURA 3.27 Aumento de la sinuosidad de un río aguas abajo de un puente (Grissinger y Murphey, 1983).


Erosión

Valle

Flujo

Planta

Presa

Barras

Erosión enambas orillas

Agua sucia

ErosiónBarras

Erosión Erosión

construir la presa construir la presa

Sección A-A Sección B-B

Flujo

Río antes de Río después de

FIGURA 3.28 Cambios geomorfológicos aguas abajo de una represa (Rahn, 1977).

Las nuevas características del canal en equilibrio (forma del canal, tamaño, profundidad, pendiente, tamaño de los sedimentos del fondo) pueden ser muy diferentes a las características originales del canal.

Sensitividad

Los ríos responden diferentemente a las acciones antrópicas o naturales. Algunos ríos son muy sensitivos, lo cual equivale a que cualquier modificación en las características del cauce, caudales o sedimentos genera problemas de erosión importantes. Otros ríos por el contrario son insensitivos o sea que la reacción es insignificante (Schumm, 1983).

3.6.2 TIPOS DE INESTABILIDAD

Profundización del cauce

Al aumentar el caudal aumenta la velocidad y por lo tanto, aumenta la fuerza abrasiva de la corriente así como el tamaño de los sedimentos o fragmentos de roca que pueden ser transportados. El resultado es una profundización del fondo del canal.

Al disminuir la velocidad se pueden depositar por sedimentación materiales transportados desde aguas arriba de la corriente. Si la erosión es mayor que la sedimentación se produce degradación del fondo y si


300

280

260

260+00 280+00 300+00 320+00 360+00340+00 380+00

1977 Thalweg

1985 Thalweg

ABSCISA DEL CANAL

ELE

VAC

IÓN

puen

teS

itio

del

la sedimentación es mayor se produce agradación. La ocurrencia de algunos de estos procesos depende de las características del flujo, pendiente del canal, sección transversal, pero sobre todo de la producción de sedimentos y proceso de denudación de la cuenca. La agradación generalmente está acompañada de un proceso de erosión lateral o ampliación del cauce.

La corriente de agua puede producir una profundización del cauce cuando existe un desequilibrio entre la capacidad de erosión y transporte de la corriente y el suministro de carga sólida. Al ocurrir este desequilibrio las aguas tratan de tomar sedimentos del propio lecho del río, produciendo una erosión de fondo. La erosión del fondo del río ocurre cuando la fuerza de la corriente supera la resistencia a la erosión de los materiales del fondo. El Thalweg se puede profundizar en forma temporal para volver a recuperar su posición inicial o puede producirse profundización permanente (Figura 3.29).

Causas de la profundización del cauce

Algunas de las causas que desencadenan procesos de profundización de cauces son los siguientes:

a. Cambios climáticos

b. Aumento de los caudales pico por cambio del uso del suelo (deforestación o urbanización)

c. Descenso del nivel de base por explotación de materiales

d. Aumento del pendiente por obras de canalización

e. Disminución de la carga sólida aguas arriba de la corriente

f. Estrechamiento del cauce por construcción de muros o protecciones laterales, puentes, etc.

g. Inestabilidad natural del cauce por procesos de evolución geomorfológica.

La canalización o rectificación de los ríos, el cambio de uso del suelo y la explotación de materiales son tal vez las causas que más han provocado profundización de los cauces.

La profundización del cauce genera un desnivel mayor en la altura de la orilla hasta que se supera el límite de estabilidad de los taludes y estos fallan, provocando el ensanchamiento del cauce.

Inestabilidad lateral

La inestabilidad lateral de los cauces puede deberse a la profundización de los mismos o a un proceso de dinámica morfológica de la corriente. La dinámica natural de la corriente genera modificaciones tanto en la planta como en la sección de las corrientes, de acuerdo a los procesos que se explicaron anteriormente en el presente capítulo.

Adicionalmente a la inestabilidad dinámica propia del río pueden ocurrir deslizamientos de los taludes por inestabilidad geotécnica de los mismos o erosión por las corrientes de escorrentía que fluyen hacia el río.

El proceso de inestabilidad lateral de una corriente depende de sus características hidráulicas, morfológicas, y de sedimentos así como de la geología, la vegetación y el uso del suelo de las orillas.

FIGURA 3.29 Esquema de un caso de profundización del Thalweg con el tiempo (Veri-tech, 1998).


Y

G

X

D

para riberas inestables

EC', Ø',

a) Antes de la erosión

F

WH'Y

FA

FRW

B

HoH

Z

crítica

D G

b) En el proceso de erosión

γ

∆

ι≅β

∆

FIGURA 3.30 Representación esquemática de la falla de los taludes de una orilla por profundización del cauce (Osman, 1988).

En la orilla de un río la componente del peso de la partícula hacia abajo del talud combinada con la fuerza de tracción del agua produce una resultante R como se indicó en la figura 3.6. Esta resultante es generalmente superior a la fuerza en las zonas planas del cauce, debido a la importancia del peso.

El resultado es una profundización del cauce pudiéndose producir inestabilidad y falla de los taludes laterales (Figura 3.30). Un fenómeno muy común de erosión en las riberas de los ríos es la erosión interna debida a los ascensos y descensos de los niveles del río. Al bajar el nivel del río se produce un movimiento de agua subterránea desde el suelo del talud de la orilla hacia la corriente. Este movimiento puede generar el transporte de partículas, la socavación y el colapso generándose deslizamientos de bloques de talud, aún a velocidades muy bajas de la corriente.

Un resultado típico de esto, es la formación de una topografía en gradas del talud de la orilla, las capas de suelos limosos y arenosos se erosionan mucho más fácilmente que las de suelos más cohesivos (Figura 3.31).

La extensión de esta erosión depende de la duración del evento de nivel de aguas altas y de la rapidez del descenso de los niveles de la corriente, de la inclinación de los mantos y de la textura de los materiales.

Esfuerzos hidráulicos sobre la orilla

El agua en movimiento ejerce esfuerzos hidráulicos sobre el fondo del cauce y sobre la orilla. Los esfuerzos hidráulicos pueden dividirse entre los inducidos por la fuerza de la corriente y los inducidos por el oleaje.


C

B

A

C

B

A

C

B

A

C

B

A

C

B

A

C

B

A

b) Ascenso del nivel de agua

d) Pequeño ascenso del nivel de agua

f) Descenso del nivel de agua

a) Aguas bajas

e) Ascenso del nivel de agua

c) Descenso del nivel de agua

Las corrientes ejercen fuerzas normales de chorro y fuerzas de cortante paralelas a la superficie. Si estas fuerzas son lo suficientemente grandes para vencer la resistencia del material de la superficie producen el desprendimiento de los materiales y su transporte, representando una amenaza para la estabilidad del cauce y de las estructuras colocadas dentro de él o en las orillas.

Las olas son variaciones del nivel de la superficie del agua, producidas por el viento, embarcaciones, etc. , las cuales pueden actuar directamente sobre la superficie, generando esfuerzos hidráulicos o indirectamente induciendo gradientes hidráulicos internos de la masa del suelo subsuperficial. Esta última carga es especialmente peligrosa para la estabilidad de la orilla cuando ocurre abatimiento rápido del nivel del agua.

Las fuerzas de impacto generadas por las ondas que rompen contra la superficie pueden causar licuación de los suelos granulares o pueden generar fatiga e inestabilidad interna de las capas superficiales o las estructuras de protección.

Adicionalmente estas cargas generan una fuerza de levantamiento de los elementos de protección, colocados junto a la orilla.

Ondas producidas por el viento

Las ondas producidas por el viento así como las ondas generadas por el paso de embarcaciones en un río pueden causar erosión en los taludes de las riberas. Las ondas se definen por medio de los siguientes términos:

FIGURA 3.31 Proceso de erosión de la orilla por el descenso del nivel de agua (Hagerty, 1998).


• Altura de onda H

• Período de onda T

• Velocidad de propagación (c)

• Longitud de onda L

Los principales factores que afectan las ondas producidas por el viento son:

• Velocidad del viento Vv

• Duración del viento (t)

• Longitud del fetch F

• Profundidad del agua (h)

En aguas de poca profundidad se forma menos oleaje. Un cauce de agua se considera profundo cuando h > 0.5 L (Kisielov, 1972). Debe tenerse en cuenta que los problemas de ondas en ríos ocurren generalmente, en ríos profundos.

La velocidad del viento Vw se mide por convención 10 metros por encima de la superficie del agua.

La altura de la onda H0 se puede calcular por medio de la siguiente expresión:

45.01.14106 FVx 45.01.14106 FVxHo v-=

Ascenso de la onda sobre la ribera

Adicionalmente a la altura de la onda se requiere definir la altura de ascenso de esta onda hacia arriba de la ribera. Esta altura depende de la altura de la onda, su periodo, en ángulo de inclinación de la orilla y las características de los materiales y rugosidad de la superficie.

Para ondas no muy altas la altura de ascenso R está dado por la siguiente expresión:

ooHCR .=

Donde C = Factor de corrección debida al material de la orilla (Tabla 3.11).

Erosión debida a las embarcaciones

Los efectos de las embarcaciones sobre las corrientes pueden subdividirse en olas y en corrientes de flujo. Su ocurrencia y magnitud dependen del tipo de embarcación y su velocidad, así como de los parámetros de navegación del canal y sus características hidráulicas. La recurrencia de las cargas inducidas por las embarcaciones depende principalmente de la intensidad del tránsito.

TABLA 3.11 Valores del factor C para determinar altura de ascenso de la ola en ríos (AASHTO,1999)

La velocidad de la embarcación es uno de los factores más importantes. La velocidad depende principalmente de la geometría de la embarcación y el método de propulsión; sin embargo para todos los barcos existe una máxima velocidad independientemente del poder de propulsión. Generalmente las velocidades de las embarcaciones son conocidas.

Una embarcación que se mueve a una determinada velocidad induce una onda frontal A. A lo largo de la embarcación ocurre una corriente opuesta E que se llama corriente de retorno. Su velocidad afecta el nivel del agua alrededor de la embarcación. De acuerdo al teorema de Bernoulli entre mayor sea la velocidad de la corriente de retorno, el nivel de agua es más bajo contiguo a la embarcación. Adicionalmente se presentan otra serie de ondas secundarias F e interferencias entre ellas y una corriente espiral H. La corriente espiral es un jet de alta velocidad, generado por el impulsor de la embarcación. Esta corriente puede producir erosión severa en aguas bajas o cuando esta es dirigida hacia la orilla.

Durante la acción de las olas u ondas (figura 3.32), se producen fuerzas hidráulicas sobre la orilla, debidas al movimiento oscilatorio del agua. Estas fuerzas dependen principalmente del tipo de ondas. La acción de las ondas es particularmente severa en aguas bajas, en condiciones cercanas al rompimiento de la onda. Los factores decisivos son la altura de la onda, su periodo y la longitud de onda.

Erosión en las curvas

Las fuerzas de fricción hidráulica son mayores en el extradós de las curvas por la ocurrencia de corrientes secundarias y por una concentración de velocidades más altas hacia la parte exterior de la curva. Por esta razón los ríos presentan una tendencia natural a erosionar la ribera cóncava o exterior de las curvas.

Material de lasuperficie

Coeficiente C

Concreto 1.0Adoquines deconcreto

0.5 a 0.9

Vegetación 0.85 a 0.90Enrocado anguloso 0.60Enrocadoredondeado

0.70

Gaviones 0.80


Cauce permitiendo

w=2.62m

Z=2.9m

Cauce inicial

Cauce cuando no sepermite erosión lateral

erosión lateral

del bote

Corrientes deregreso

Planta

Onda sterntransversal

Bote

35º

secundariasecundariaOnda Stern Onda diagonal

Perfil del Nivel Longitudinal del Agua

Onda frontal

Orilla

Orilla

Depresión

Dirección

FIGURA 3.32 Ondas generadas por embarcaciones.

FIGURA 3.33 Degradación del cauce en curva exterior de meandros (Thorne, 1989).


>1.0

m

Antes

Cohesivo

AntesGrava/arena

DespuésB) Flujo

Antes

A) CaídoDespués

Antes

DespuésD) Traslación

DespuésC) Rotación

>0.3m

FIGURA 3.34 Esquemas típicos de deslizamientos activados por erosión en corrientes de agua.

Si se construye un muro para evitar la erosión lateral se genera entonces una profundización por erosión en el fondo (Figura 3.33).

Deslizamientos en la ribera de las corrientes

La erosión de fondo y lateral de la corriente puede generar modificaciones en los taludes laterales. Al profundizarse el cauce o al desplazarse lateralmente se puede generar inestabilidad del talud. Los

deslizamientos más comunes son los caídos, rotaciones traslaciones y flujos (Figura 3.34). Estos deslizamientos a su vez pueden producir represamientos del agua en el cauce, los cuales pueden generar avalanchas de tierra.

Las avalanchas en las corrientes tributarias generan represamientos y cambios morfológicos en la corriente receptora. En los ríos de montaña tropical los deslizamientos de tierra son una fuente importante de sedimentos.


3.7 METODOLOGÍA DE ANÁLISIS DE LA DINÁMICA DE CORRIENTES

A continuación se presentan unas guías generales para la planeación y ejecución de investigaciones de dinámica fluvial, de acuerdo a los criterios presentados por Veri-tech Inc. (1998).

Recolección de información

El primer paso para el análisis de la dinámica fluvial de una corriente consiste en la recopilación de los datos existentes. El uso de información histórica permite la identificación de las tendencias dinámicas del río y la información muy útil sobre las ratas de cambio en la cuenca. La información requerida depende de los objetivos y tipo de problema que se estén analizando. La información típica incluye: planos topográficos, fotografías aéreas, historia de inundaciones, información hidrológica, planos geológicos, etc. Esta información puede obtenerse de:

• Entidades internacionales que proveen información satelital

• Entidades gubernamentales encargadas de manejar la información.

• Universidades

• Periódicos

• Sociedades históricas y de profesionales

• Distritos de manejo de aguas

• Municipios, etc.

Análisis de la información recolectada

El análisis de los planos geológicos y topográficos, fotografías aéreas, de satélite, etc., permite localizar áreas de erosión y sedimentación, patrones de drenaje, perfiles, clasificación de la corriente e información sobre la dinámica con el tiempo. El record histórico de los cambios en la cuenca son necesarios para evaluar completamente la respuesta del río a situaciones cambiantes. Es importante obtener fotografías históricas de la corriente. En esta etapa se puede seleccionar las anormalidades y localizar áreas donde han ocurrido cambios.

Reconocimiento de campo

En el reconocimiento de campo se debe determinar la estabilidad del canal, las características físicas y los procesos geomórficos dominantes. El reconocimiento de campo puede hacerse a pie pero es muy útil un

sobre-vuelo en helicóptero. Estos sobre-vuelos deben utilizarse para la toma de fotografías y videos que permitan analizar el comportamiento del canal a detalle. Recuerde que esa puede ser la única oportunidad de obtener información aérea sobre la corriente en estudio y es importante obtener toda la información posible para análisis posterior. Durante el reconocimiento de campo es importante localizar los sitios donde existen problemas y obtener una perspectiva de la magnitud y distribución espacial de los procesos. Por ejemplo, en el sobre-vuelo de helicóptero puede obtenerse información sobre las inundaciones ocurridas en los últimos años.

Equipos para reconocimiento de campo

En el reconocimiento de campo se pueden utilizar algunos equipos para tomar medidas, entre los cuales se mencionan los siguientes:

• Distanciómetros manuales. Es un equipo óptico que utiliza un sistema de binoculares que permite ajustar las imágenes y determinar distancias hasta de 500 metros con relativa precisión.

• Medidores de distancia utilizando hilos. Es un sistema de hilo enrollado con un medidor de resorte, se amarra el hilo a un objeto o árbol, se camina normalmente y el medidor indica la longitud recorrida por la persona que lo conduce. Después de medir se rompe el hilo el cual se deja en el campo y el medidor automáticamente vuelve a ceros.

• Cintas medidoras

• Niveles manuales

• Medidores de ángulos de inclinación

• Penetrómetro manual. Para medir la profundidad de los mantos sueltos.

• Gravelómetro. Utilizado para medir el diámetro de las partículas, generalmente entre 2 y 200 mm.

• Martillo de geología

• Pala para tomar muestras

• Recipientes para recolección de muestras

• Magnificador (lupa)

• Escalímetro

• Tabla para identificación de rocas

• Grabadora miniatura

• Cámara fotográfica


• Cámara de video

• Mapas de referencia

• Libretas, Lapiceros, bolsas, etc.

• Equipo de seguridad (bloqueador solar, linterna, fósforos de seguridad, agua, repelente de insectos, botiquín para picaduras de culebras, botiquín médico, teléfono celular).

Parámetros a analizar en el campo

Es importante que en la visita de campo se analicen todos los segmentos morfológicos y geológicos que pueden afectar el comportamiento de la corriente, entre ellos se indican los siguientes:

• Controles geológicos. Son afloramientos de roca que impiden el movimiento del canal en una determinada dirección y lo desvían o direccionan en la dirección contraria.

• Formación de bermas o terrazas. La formación de bermas o terrazas puede indicar el intento del canal por establecer un sistema de estabilidad. Las gradas o bermas se forman por profundización, ampliación o movimiento lateral del canal.

• Geometría del canal. Es importante que en la investigación de campo se observen las dimensiones de la geometría del canal y especialmente el ancho y profundidad.

• Estabilidad de las riberas. Deben medirse las alturas y ángulos de inclinación de los taludes laterales de la corriente y dibujar secciones transversales.

• Vegetación. Se debe obtener la distribución espacial, tamaño, tipo y edad aproximada de la vegetación existente a lo largo de la corriente en los planos de inundación, terrazas, etc.

• Sedimentos. Se deben determinar las fuentes de los sedimentos y las propiedades de los materiales los cuales deben muestrearse para su análisis en el laboratorio.

• Factores hidrológicos. Durante el reconocimiento del campo debe hacerse un estimativo del valor de la rugosidad n de Manning y obtenerse la información sobre evidencias de inundaciones, erosiones, etc.

• Estructuras existentes. Se debe localizar y tomar la información de dimensiones y características de puentes, muros, protecciones de orilla, vertederos, tuberías que atraviesen el canal y todas las estructuras, tanto en el canal como en el plano de inundación.

Análisis de la estabilidad del canal

La tercera fase del estudio de la dinámica es el análisis de la estabilidad del canal. Este se logra por el detalle refinado y detallado de todos los archivos históricos recolectados, la interpretación de los análisis de campo y la integración de estos campos para realizar un diagnóstico completo del comportamiento de la corriente.

Para el análisis el canal se puede subdividir en sectores geomorfológicamente homogéneos, considerando factores tales como pendiente, localización de tributarios, controles geológicos, forma del canal, estructuras de control, cambios en material de sedimentos y evolución geomorfológica.

Análisis de caudales y niveles

Si se tiene un record de niveles de agua y/o caudales, se debe realizar gráficos de caudal contra fecha para determinar si la tendencia es a aumentar o disminuir con el tiempo y los valores máximos, mínimos y medios. Se considera que un canal está en equilibrio cuando no muestra tendencia ni a aumentar ni a disminuir la altura del agua y/o el caudal.

Análisis comparativo de topografía

Se deben dibujar planos en planta, sección transversal y perfil longitudinal para diferentes épocas o fechas. El análisis del cambio topográfico en la corriente con el tiempo muestra la tendencia dinámica del canal tanto en profundidad como en planta. En ocasiones se puede analizar la variación del thalweg con el tiempo y su relación con modificaciones a la orilla o a la sección del canal por estructuras de protección, puentes, etc.

En los análisis batimétricos debe tenerse en cuenta la fecha de toma de la medición y es importante poder obtener un record por lo menos mensual a lo largo del año. Se considera importante analizar no solamente la sección transversal sino la profundidad del thalweg a lo largo de la corriente.

Métodos de análisis o diseño

Existen una gran cantidad de métodos, algunos empíricos y otros de modelación hidráulica que permiten analizar el comportamiento del canal. Es importante dentro de estos modelos tener en cuenta las velocidades máximas permisibles, la fuerza tractiva y las relaciones de régimen del canal. Existen programas de Software que permiten analizar la información obtenida en el campo e incluso se puede modelar el comportamiento de la corriente hacia el futuro.


Algunos de los programas de Software son los siguientes:

• SAM (Thomas y otros, 1993). Este programa de computador permite calcular el ancho, profundidad, pendiente y rugosidad n, para materiales aluviales estables. SAM puede determinar las dimensiones estables del canal, calcular la descarga de materiales y permite analizar alternativas de diseño.

• HEC-6. Desarrollado por U.S. Army Corps of Engineers. Es un programa numérico con bordes de canal movibles diseñado para simular y predecir cambios en los perfiles del río, rata de transporte de sedimentos y otros parámetros.

La parte final del análisis dinámico del río consiste en integrar toda la información de los análisis. Predecir el comportamiento futuro del río y diseñar las obras de control.

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